2.2.3 Le Mio-Pliocène andalou
L’étude du Néogène s’est effectuée en Andalousie dans les bassins de Sorbas et de Vera. Le premier bassin a servi de cadre pour une série de sept affleurements fossilifères tortoniens à messiniens et le deuxième a été choisi pour la richesse de deux de ses coupes pliocènes. Ces deux bassins font parti d’un vaste ensemble de petits bassins perchés péri- méditerranéens. Ils sont connectés par un seuil étroit localisé entre les Sierras de Bedar et Cabrera. Grâce à ce contact, ces deux bassins possèdent de nombreuses similitudes dans leur remplissage sédimentaire. Leurs dépôts sont d’âge néogène et reposent directement sur un socle bétique métamorphique.
2.2.3.1 Le bassin de Sorbas
Le bassin de Sorbas se présente comme une grande dépression allongée est-ouest, remplie par des dépôts tortoniens à quaternaires (Conesa, 1997 ; Ott d’Estevou et Montenat, 1990). Ces dépôts peuvent atteindre une puissance totale de plus de 2500 mètres. La succession sédimentaire fut principalement définie par les travaux de Ruegg (1964), et
Dronker et Pagnier (d’après le travaux de Völk (1966) dans le bassin de Vera). Cette série est successivement composée par huit ensembles sédimentaires.
(1) Une série de marnes bleues, de mégabrêches et de turbidites (Formation de Chozas, sensu Völk, 1966). Cette formation tortonienne supérieure remplit près de 2000 mètres de bassin. La coupe de Paso de Almocaizar débute dans cette série.
(2) Une série dénommée « Calcaire à Algues » (Formation de Turre, membre Azagador) vient sceller la formation de Chauzas à la limite tortono-messinienne. Cet ensemble est visible sur la coupe de Cuevas de Almanzora.
(3) Un deuxième épisode de marnes (Formation de Turre, membre Abad) vient occuper le centre du bassin sur près de 120 mètres. Ces marnes et silts messiniens appelés « marnes livides » sont parfois interrompus par de petits bancs calcaires ou diatomitiques. Ils sont visibles à la base de la coupe de Cerro Mandras et sous les récifs progradants du Ravin de Vereda.
(4) Une série de calcaires bioclastiques, située en marge de bassin, et de récifs coralliens bioconstruits (Formation de Turre, membre Cantera) très riches en faune. Cet ensemble est le plus étudié. Il se retrouve dans les cinq coupes positionnées en bordure nord de la plateforme qui établissent un transect continent/talus du bassin (La Mela, Cerro de los Lobos, Cerro Mandras, Ravin de Vereda et Ravin de las Lavas) (fig. 2-3). Les coupes de la Mela et Cerro de Los Lobos sont formées de dépôts messiniens pré- évaporitiques. Elles sont, dans leurs tendances générales, très semblables, avec une première séquence transgressive tronquée au sommet par une seconde séquence érosive, exprimée par des formations littorales et récifales (Conesa, 1997 ; Néraudeau et al., 2001). Cependant, dans le détail, leur corrélation lithostratigraphique est très délicate. En effet, la géométrie du bassin est telle que les cortèges de dépôts se tronquent ou se dilatent fréquemment selon la dynamique de la tectonique synsédimentaire. Plus éloignée de la bordure du bassin, la troisième coupe (Cerro Mandras) se place également dans le Messinien pré-évaporitique. A l’inverse des deux coupes précédentes (La Mela et Cerro de los Lobos), sa tendance est globalement régressive. Sa base correspond aux niveaux sommitaux de la première séquence transgressive de La Mela et de Cerro de Los Lobos et marque le maximum de profondeur de la série. Ensuite, la coupe montre le passage progressif de ces faciès marins francs à des niveaux de plus en plus pauvres en faune marine, se terminant par des faciès à mégarides et lentilles conglomératiques (Conesa, 1997 ; Néraudeau et al., 2001). Pour terminer, deux sections étudiant la mise en place des récifs progradants ont été relevées (Ravin de Vereda et Ravin de las Lavas).
(5) Une série gypseuse (Formation de Canos, membre Yesares) localisée au centre du bassin. Cette série est étudiée au travers de la coupe de Los Yesos, à l’ouest du bassin de Sorbas. Cette coupe est exceptionnelle car elle montre des niveaux fossilifères marins (riches en bivalves) intercalés dans les évaporites (Montenat et al., 1980) et permet ainsi d’étudier quelques éléments de la faune marine contemporaine du dépôt des gypses (Lacour, 1999 ; Lacour et Néraudeau, 2000 ; Saint Martin et al., 2000). (6) une série de calcaires oolithique, grès et laminites (Formation de Canos, membre de
Sorbas). Débutant par une série composée essentiellement de laminites, la partie supérieure est constituée de bancs calcaires oolithiques pauvres en faune au seins desquels se développent des niveaux stromatolithiques et des pâtés coralliens correspondants au « Terminal Carbonate Complex » d’Esteban (1979).
(7) Sables et limons rouges, marnes et calcarénites constituent une série fluviatile de 55 mètres de puissance où s’intercalent deux niveaux de calcaire blanc et qui s’achève par des dépôts molassiques jaunes. Aucune coupe présentant cette série n’est étudiée dans cette thèse.
(8) Une série conglomératique fluviatile pléistocène disposée en discordance sur les molasses jaunes forme les derniers dépôts de l’histoire de ce bassin (également non étudiée ici).
2.2.3.2 Le bassin de Vera
Seules deux coupes pliocènes ont été analysées dans le bassin de Vera. Les dépôts messiniens antérieurs sont du même type que ceux du bassin de Sorbas (marnes et turbidites basales, calcaires à algues, marnes livides, calcaires bioclastiques et constructions récifales). Deux épisodes volcaniques viennent perturber cette série messinienne, l’un entre le calcaire à algues et les marnes livides, l’autre à la fin du Miocène.
Ott d’Estevou et Montenat (1990) ont scindé le pliocène en deux parties, le Pliocène 1 et le Pliocène 2.
Le Pliocène 1 comprend un ensemble de marnes grises très mal stratifiées d’environ 100 mètres d’épaisseur au centre du bassin et un faciès silto-carbonaté (~10-15 mètres) à lumachelles de bivalves et d’échinides. Les marnes distales, visibles uniquement sur la coupe d’El Pilarico, sont assez pauvres en faune (quelques Amussium et Neopycnodonte navicularis). A l’inverse, les faciès silto-carbonatés ne sont visibles que sur la coupe de Las Roderas située sur la bordure du bassin. Cet ensemble jaune fait office de transition et enregistre une grande régression entre les marnes distales sous-jacentes et le Pliocène 2.
Le Pliocène 2 est constitué de dépôts détritiques siliciclastiques ravinant le Pliocène 1. Cet ensemble très pauvre en faune (essentiellement quelques huîtres et Amussium) est visible à la coupe de Las Roderas. Les séries conglomératiques grossières de la coupe d’El Pilarico sont attribuées à la fin du Pliocène 2 ou au début du Pléistocène. En effet, ces faciès reposent en discordance sur le Pliocène 1 (comme à El Pilarico) et le Pliocène 2.