Mise en place du Bassin Pannonien

Historique

Le BP Néogène repose sur des strates très déformées des Carpates internes et sur les bassins du Paléocène. La formation du BP a commencé il y a 18 Ma (Début Miocène) par une subduction roll-back (la limite marquant le contact entre la plaque subductée et la plaque subductante va reculer en direction de la plaque subductée) de la plaque Européenne le long du front des Carpates (Figure 21a), qui va être compensée par un mouvement en direction de l'Est et avec une pression continue de la lithosphère pannonienne ante-rift (Figure 21b). La subduction roll-back va faciliter l'extension à l'intérieur du bassin (Corver et al. 2009).

34 Figure 21 : a- Subduction roll-back; b- Extension du BP liée à la subduction.

Source : [Huismans et al. 2002; Corver et al. 2009]

La première phase de rifting correspond à du rifting passif lié à l'extension back-arc (Dolton 2006; Huismans et al. 2002; Degi et al. 2010). Elle est représentée par une période active de formation de failles en extension dans la partie interne du continent (Corver et al. 2009). Elle va être la cause de l'ouverture de bassins en pull-appart sur les bords du BP ; dans un régime transtensionnel entre 17,5 et 14,5 Ma et d'extension pure entre 16,5 et 14 Ma. Elle est caractérisée par une subsidence tectonique rapide et est enregistrée partout dans le BP (Corver et al. 2009). Ce rifting a aminci fortement la lithosphère de la partie centrale du BP (Huismans et al. 2002). On notera que l'extension du BP est diachronique et qu'elle a commencé par les parties les plus externes. L'extension crustale ainsi que l'amincissement lithosphérique vont contrôler la subsidence entre 17 et 12 Ma (Horvath et al. 1988). La direction de la plupart des failles transformantes (WSW-ENE) correspond à l'axe principal de l'étirement maximal (Horváth &Rumpler 1984); elles sont perpendiculaires au principal front de subduction. L'extension de la zone interne a été accompagnée par de petites rotations de blocs individuels faillés. La principale période d'extension a été interrompue par de courtes ou longues inversions, c'est-à-dire par des périodes durant lesquelles la compression et le soulèvement étaient dominants. Une explication possible pour cet arrêt dans la subsidence pourrait être qu'à la fin du Sarmatien, la totalité de la lithosphère océanique disponible pour la subduction a été enfouie dans l'Est des Carpates. Ceci pourrait donc être le début de la collision entre les continents Tisza-Dacia et la plateforme européenne.

Comme constaté par Royden et al. (1982), la principale direction de l'extension du BP s'est produite le long de fractures OSO-ENE. Ceci a été compensé par un raccourcissement contemporain de l'Est des Carpates. L'extension de la partie profonde de la lithosphère ductile

35 du BP peut s'expliquer par de la déformation plastique et de l'étirement alors que l'extension de la partie supérieure de la lithosphère s'est faite par déformation tectonique cassante. Dans la partie supérieure de la lithosphère deux mécanismes majeurs sont responsables de la formation des bassins profonds:

- L'extension le long de faibles angles de failles normales. La formation de ces failles est fortement liée au développement de complexes métamorphiques (Crittenden et al. 1980; Lister & Snoke 1984). En raison de l'updoming et du soulèvement du complexe métamorphique, les nappes vont glisser vers le bas entrainant un amincissement de la croûte et la formation de bassins profonds. Les mesures par traces de fission ont montré que le soulèvement et l'exhumation du complexe métamorphique ont eu lieu, dans la majorité des cas, durant le Badénien, c'est-à-dire durant la principale phase de la subsidence syn-rift au cours de la première moitié du milieu Miocène sur le territoire hongrois (Dunkl et al. 1994; Dunkl, I. and Demény 1997).

- L'activité transformante des failles. Le rifting général a lieu le long de systèmes de failles transformantes. Celles-ci sont répandues en Hongrie; leur existence a été prouvée par de nombreuses coupes sismiques (Horváth & Rumpler 1984). Une forte concentration de failles transformantes est présente le long de la Mid Hungarian Zone. La formation des bassins profonds a lieu entre le début et le milieu du Miocène. Le développement de ces bassins peut être attribué à la première phase syn-rift. Dans les stades plus tardifs, ces dépressions ont été regroupées en une série de sous-bassins connectés ; l'aspect uniforme de l'actuel BP n'a été atteint que pendant l'importante évolution structurale de la fin du Miocène c'est-à-dire, dans la phase thermique de la formation du bassin. Les sédiments déposés durant la phase syn-rift sont principalement d'origine marine. La fin de la première phase de rifting a eu lieu il y a 14 Ma. Cependant, un échappement vers l'Est ainsi qu'un décrochement continu sont toujours présent après 14 Ma. Le développement du BP a été accompagné par une forte activité magmatique. Il y a 11,5 Ma a eu lieu une compression E-O à l'origine d'un uplift et d'une érosion importante (visible grâce à un hiatus temporel). La deuxième phase de rifting (ou phase post-rift) a eu lieu entre 11,5 et 8 Ma et n'est visible que dans les parties centrales du BP. Elle est associée à une remontée convective d'asthénosphère qui serait liée à l'étirement et à l'amincissement de la lithosphère pannonienne et serait contemporaine à la construction de l'Arc dans l'Est des Carpates (Huismans et al. 2002; Corver et al. 2009).

36 La phase thermique a eu lieu de 12 Ma à récemment (Horvath et al. 1988). Elle présente seulement des extensions locales et mineures (fluage de la lithosphère qui contrôle la subsidence). Elle est caractérisée par un affaissement thermique sans faille majeure, même dans la partie interne du continent. Cette relaxation thermique est cependant à l'origine de la relaxation générale, de la subsidence post-rift et de la continuité de la compression dans l'Est des Carpates. L'extension majeure a quasiment cessé à la fin du Miocène.

La subsidence thermique et la sédimentation rapide dans la seconde phase de rifting ont donné lieu à un dépôt relativement "plat" des strates. Les sédiments post-rift ne sont pas perturbés et reposent en discordance sur les séquences syn-rift dans la plupart des sous-bassins et sur les roches du socle au niveau des horsts.

Figure 22 : a- Deuxième phase de rifting associée à l'épisode compressif; b- Extension et compression contemporaine + remontée convective d'asthénosphère. Source : [Huismans et al.

2002; Corver et al. 2009]

La période post-rift est marquée par deux événements compressifs. Les deux phases sont associées à la réactivation de failles et à des inversions structurales à des échelles locales et régionales. Le premier événement compressif a eu lieu juste après la phase syn-rift (11-8 Ma, Figure 22) tandis que le deuxième événement a commencé au cours du Pliocène et a continué jusqu'à récemment (~6-0 Ma) (Corver et al. 2009).

Le BP n'est pas entièrement uniforme; il y a des bassins très profonds (>7000m) et d’autres peu profonds (<1000m). Sclater et al. (1980), Nagymarosy (1981) and Horvath et al. (1988) ont montré que le taux de subsidence et le taux de sédimentation n'étaient constants ni dans l'espace, ni dans le temps, pendant l’évolution du BP.

37 La formation du BP actuel s'est achevée au Pléistocène (Hidas et al. 2010); cependant, le BP est toujours affecté d'un champ de contraintes actif (Huismans et al. 2002) et d'un flux de chaleur important qui montrent que la limite lithosphère/asthénosphère est toujours en position élevée (Nagymarosy & Hamor 2012). Pendant le Miocène, la limite lithosphère/asthénosphère devait être dans une position encore plus élevée qu'actuellement pour deux raisons possibles :

- L'effet roll-back de la lithosphère océanique subductée dans l'Est des Carpates, tirée en direction du N et du N-E, va entrainer l'aspiration de la lithosphère plastique profonde en direction de la zone de subduction. Ceci a pu provoquer un étirement considérable de la lithosphère profonde.

- En accord avec Andrews & Sleep (1974) la lithosphère subductée génère un flux convectif dans l'asthénosphère et le flux engendré peut avoir érodé thermiquement la lithosphère mantellique de la microplaque intra-carpatienne et peut être même la croûte inférieure.

Il semble clair que dans les deux cas, la subduction qui était une conséquence de l'extrusion des microplaques ALCAPA et Tisza-Dacia pendant le Paléogène (Balla 1984; Csontos et al. 1992), a été un des moteurs dans le développement de la subsidence générale du BP (Figure 23).

L'évolution du BP à la fin du Miocène a été caractérisée par la poursuite de la réactivation tectonique. Cela comprend l'inversion des failles normales déjà formées, le soulèvement des flancs Est et Ouest du BP, la continuité de la subsidence et la réactivation des failles décrochantes dans la partie centrale du BP (Corver et al. 2009).

38 Figure 23 : Modèle géodynamique 3D de la formation du BP au début du Miocène (16-18

Ma). Source : [Horváth et al. 2015]