L ES AUTRES INFLUENCES CONTRÔLANT
3.3. Les dépôts Messinien au sein des bassins de Valence et Adriatique: Etat des lieux et comparaison aux travaux au sein du bassin
3.3.5.2. Organisation spatiale et temporelle des dépôts messinien à l’échelle du domaine centre & nord Apennin
Dans le secteur nord-Apennin différents travaux de corrélation stratigraphique terre-mer sont effectués (e.g. Roveri et al., 2002, 2004, 2005 ; Ghielmi et al., 2010, 2013 ;
Rossi et al., 2015). Le secteur central Apennin est caractérisé par de multiples travaux à terre, focalisés sur le dépocentre du bassin de Laga (e.g. Artoni, 1997, 2003 ; Centamore & Nisio, 2003 ; Milli et al., 2006, 2007) (fi gure 3-19B). Ces études sont corrélés vers le bassin Adriatique via différents travaux (e.g. Ori et al., 1991 ; Artoni, 2013) (fi gure 3-19C).
Illustré au niveau de la fi gure 3-19B, les séquences de dépôts messinienne-Pliocène inférieur sont subdivisées en deux ( & LM ; Ghielmi et al., 2010) à trois mégaséquences (, MP & UBSU, sensu Roveri et al., 2005 ; Marnoso, Laga & Cellino sequences, sensu Milli et al., 2007). Ces mégaséquences sont reconnues à l’échelle régionale dans le domaine nord-Apennin et ainsi qu’au niveau du bassin de Laga. Elles se distinguent du point de vue (a) des phases de déformations majeures infl uençant la propagation du dépocentre et (b) une variation majeure concernant l’origine des apports sédimentaires. Les répartitions d’unités sédimentaires sont contrôlées par (a) les réorganisations de bassins, (b) les variations de courant de turbidités et (c) les variations d’apports sédimentaires. Afi n de simplifi er les descriptions, nous nous baserons sur la nomenclature de [Roveri et al., 2005].
Contexte de dépôt lié à la mégaséquence T2
La première mégaséquence est daté du Tortonien supérieur au Messinien et comprend à la base les formations de Bolognano (sensu Ghielmi et al., 2010) ou de Marnoso-arenacea (sensu Roveri et al., 2015 ; Milli et al., 2007). Cette mégaséquence fait partie de la phase de dépôt terminal du bassin fl exural Marnoso arenacea-Bolognano (d’après le modèle de Roveri et al., 2003) et comprend aussi les formations pré-évaporitiques et évaporitiques. A l’échelle du bassin de Laga, la surface I1 (Milli et al., 2007 ; U1 pour Artoni,2003) fait suite à la phase de déformation fi ni-Tortonienne qui sub-divisa en bassins plus confi nés l’ancien domaine fl exural. Trois dépocentres majeurs messiniens sont distingués le long du front de déformation: le dépocentre de Cremona au NO de Bologne; le dépocentre d’Emilia-Romagna entre Bologne et Ancone ; le dépocentre de Laga entre Ancône et Pescara.
Au abord du front de déformation, les unités [(sensu Ghielmi et al., 2010) ; pre-ev sensu Roveri et al., 2005 ; Cerrogna marls et Laga 1 sensu Milliet al., 2007] sont caractérisées par d’importants niveaux turbiditiques et fan-deltas (fi gure 3-19B). Au sein des deux dépocentres nordiques, les dépôts évoluent vers le NE, dans le bassin profond, vers des niveaux anoxiques et sapropels intercalés à des turbidites continues fi nes (Roveri et al., 2005 ; Ghielmi et al., 2010). La formation du bassin de Laga s.l. est associée à l’activité des fronts de formation de Sibillini (d’axe NE-SO) et du Gran Sasso (d’axe E-O) et sont actifs avant et durant le dépôt des formations Laga1 & 2 (localisation fi gure 3-19A et synthèse de l’activité fi gure 3-19B). La formation pré-évaporitique Laga 1 est marqué par des apports sous-marins provenant du Nord et NO. La surface I1 est érosive sur les anciens dépôts et est caractérisée par des chenaux sous-marins (5km de large pour 100m de profondeur environ). Au sein du bassin les formations consistent en des lobes sableux amalgamés et aggradants le long du front de déformation évoluant vers le SE en des formations marno-sableuse (Milli et al., 2007). Au sein de l’ensemble des sous-bassins, ces formations seraient liées à un bas niveau marin relatif.
alternances de gypses/anhydrites et carbonates évaporitiques. Ces évaporites primaires se déposent dans des environnements restreints, soit au sein de bassins satellites (thrust-top basins) incorporés dans le front de déformation, soit sur les bordures externes du bassin d’avant-pays (voir fi gure 3-19A). Au sein du bassin d’avant-pays, ces dépôts évoluent latéralement à des argiles anoxiques et dolomicrites, avec intercalation de rares niveaux turbiditiques sableux (Ghielmi et al., 2010).
Ces dépôts sont synchrones à l’unité Laga 2 (sensu Milli et al., 2007) du bassin de Laga. La surface I2 n’est pas érosive. L’activité des fronts de déformation de (a) Sibillini et de Gran Sasso (majeur durant les périodes pré- et syn-dépôts de Laga 1 et Laga 2) & (b) de l’Acquasanta et Montagna dei Fiori-Montagnone (majeur durant le dépôt terminal de Laga 1 et durant Laga 2) change la physiographie du bassin avec une diminution (a) de l’espace d’accommodation du bassin et (b) une connexion plus étroite entre les systèmes deltaïques et turbiditiques provenant toujours du Nord (fi gure 3-19B). [Valloni et al., 2002] attache une source d’alimentation essentiellement Alpine.
Contexte de dépôt lié à la mégaséquence post-évaporitique (p-ev)
La seconde mégaséquence (MP sensu Roveri et al., 2004, 2005 ; séquence de dépôt de Cellino (CDS) sensu Milli et al., 2007) comprend la phase post-évaporitique à fi ni-messinienne (Roveri et al., 2004, 2005) ou intra-zancléenne (Milli et al., 2007 ; Ghielmi et al., 2010). Le paroxysme de la crise Messinienne s’inscrit dans un changement majeur de dépocentres, marquant l’initiation des bassins d’avant-pays actuels au détriment des bassins résiduels de l’ancien système
Marnoso arenacea-Bolognano et de Laga s.s.. Les dépôts comprennent les séquences (sensu Ghielmi et al., 2010), synchrones des séquences , (sensu Roveri et al., 2005) et Laga 3 (sensu Milli et al., 2007). On notera que cette dernière séquence inclut les formations du Pliocène inférieur. La transition entre les deux mégaséquences correspond pour [Roveri et al., 1998, 2002, 2003, 2005, 2007 ; Milli et al., 2007 ; Bigi et al., 2009, 2011 ; Ghielmi et al., 2010] a une inconformité tectonique nommée « phase intra-messinienne ». Concernant les bassins fl exuraux Nord et centre Apennins, cette phase est responsable du soulèvement des bassins d’Emilia, Romagna et de Laga s.s.. Deux conséquences directes sont observées par [Milli et al., 2007 ; Ghielmi et al., 2010] :
• Ces anciens dépocentres sont incorporés au sein des chaînes Nord et Central apennines en tant que bassins satellites (piggy-back basins).
Ghielmi et al., 2010)
Au sein du bassin de Laga, l’activité tectonique des systèmes de l’Acquasanta et de la Montagna del Fiori entraîne une migration vers l’Est du dépocentre, ce dernier étant caractérisé par le développement de l’unité Laga3 (sensu Milli et al., 2007). Cette formation, plus détaillée par [Artoni, 1993, 2003 ; Roveri et al., 1998, 2003, 2004, 2005] comprend une formation basale suivant l’inconformité I3 (U3) à évaporite clastique re-sédimenté (formation de Sapigno), suivie de la formation de S. Donato marquée à la base par une cinérite daté à 5.532 +/-0.004Ma (Cosentino et al., 2013), cette dernière est reconnue à l’échelle de l’avant-fosse Apenninique. Elle est formée au toit par la formation à Colombacci (sensu Roveri et al., 2005) puis par les dépôts Pliocène inférieur.
Au sein des bassins Nord-Apennins, la seconde phase de la crise messinienne est marquée par une érosion importante des PLG sur les bassins marginaux entre 5.61 Ma et 5.55 Ma (Roveri et al., 2014). Les produits érodés des domaines marginaux sont resédimentées dans les bassins profonds (Resedimented Lower Gypsum (RLG ; e.g. Roveri et al., 2001, 2003, 2005)), formant des dépôts turbiditiques riche en gypse (gypse-arénite) où la proportion de sable dépend de la distance à la source d’apport. Cette formation compose la base de la 1ère des 2 sous-unités se développant entre 5.55 Ma et 5.33 Ma : p-ev1 et p-ev2 (abbréviation de post-evaporitique succession), détaillées au sein de la section 2.3.2.2. présentant les modèles diachrones). Le développement de la surface d’érosion Messinienne (MES) correspondrait plus à une importante phase tectonique intra-messinienne, associée à une chute relative du niveau marin à l’amplitude incertaine (<1000m ?) (Roveri et al., 2004, 2014 ; Ghielmi et al., 2010, 2013). Dans ce cadre, le nouveau bassin fl exural collecterait les produits issus de l’érosion des bassins satellites ou des bordures du domaine externe non déformé.
Comme discuté au sein des sections 2.3.2.2. (modèle diachrone) et 2.3.5. (Variation du niveau marin), l’interprétation paléo-environnementale de la formation p-ev2 reste débattue (voir section 2.5.) et interroge sur les connexions entre l’avant-fosse Apenninique et les domaines profonds.
3.3.6. Problèmes soulevés au sein du domaine Adria
La fi gure 3-20 situe les problèmes relatifs à l’événement Messinien au sein du domaine Adriatique. Trois zones d’ombres principales ont été identifi ées concernant la répartition des dépôts et l’isolation de l’Avant-fosse Apennine des bassins profonds lors de l’événement Messinien :
• L’extension de l’avant-fosse Apennine Messinienne (et donc du bassin de Laga) vers le SE et le NE du bassin Central Adraitique (CAB). Le long du front de déformation, une compilation des informations bibliographique illustre un dépôt-centre Messinien allongé, le
détritiques provenant des Apennins du Nord et du front de déformation Apennin. Son extension vers le NE et les environnements de dépôts associés ne sont pas contraintes. De plus, la continuité du dépôt-centre vers le SE, entre le front de la chaîne Maghrébo-Apennine et la plateforme carbonatée Apulienne, est inconnu.
• La transition au NE du promontoire de Gargano entre les bassins Central et Sud Adriatique. Les reconstructions paléo-géographiques (e.g. Zapaterra, 1994) (fi gure 2-10) témoignent d’une prolongation du bassin profond Ionien (situé au sein du SAB) au sein du CAB et s’élargissant au niveau d’Ancône. La localisation de ce domaine profond distingue les plateformes peu profonde Dalmatienne, le long de la bordure NE Adriatique, que la plateforme Apulienne, au SE du domaine Adriatique. Suivant ce contexte paléo-géographique, un domaine profond (et donc une connexion) entre le CAB et le SAB devait exister durant le Tertiaire. La relation entre les bassins centraux et sud Adriatique et leurs paléo-bathymétries au Messinien, constituent des zones d’ombres majeures dans la question de l’isolation ou de l’ouverture de l’avant-fosse Apennine.
• La continuité des environnements de dépôts vers le front de déformation Albanide et le seuil de Pelagosa. A l’heure actuelle, le front de déformation Albanide et l’avant-fosse associé se situent dans la prolongation SE du bassin profond Ionien. D’après la synthèse bibliographique, les bordures NE et SO du bassin sont contraintes respectivement par les plateformes Dalmatienne et Apulienne. Cette dernière se prolonge sous l’actuel seuil de Pelagosa puis le long des côtes Albano-Héllénides. L’activation du front Albanide à partir du Tortonien modifi e la paléo-bathymétrie héritée du Mésozoïque. Une double problématique s’impose au domaine Sud Adriatique : Quelle était la relation du SAB par rapport au domaine profond ? Constituait-il un bassin isolé, intermédiaire ou complètement ouvert aux domaines profonds ? A travers ces interrogations, nous pouvons nous interroger sur l’existence d’une connexion via le seuil de Pelagosa.
• L’interprétation d’une phase tectonique synchrone au paroxysme de la crise Messinienne, entre 5.6 et 5.55 Ma (e.g. Roveri et al., 2014) nous conduit à réfl échir sur la place de l’événement Messinien dans les jeux tectoniques. Cet événement peut être soit la conséquence de ré-activations tectoniques à l’échelle régional (tels qu’une ré-activation des structures compressives ou le ré-ajustement isostasique des domaines profonds et marginaux), soit s’inscrire dans une phase de ré-organisation cinématique globale dont l’événement fi ni- Messinien constitue une part partielle des ré-ajustements locaux.