Situation du promontoire de Gargano autour des rides Medio- Medio-Adriatique, Tremiti et le système de Mattinata

L’implication de la ride médio-Adriatique, du système de Tremiti et du système de Mattinata au sein des différents processus tectoniques ainsi que leur âge de manifestation au cours du Mésozoïque et Néogène sont sujets à débat.

La ride Medio-Adriatique

La ride medio-Adriatique (défi nie par Finetti, 1982) correspond à l’axe central de la mer Adriatique, caractérisé par la présence de structures anticlinales, orientées NO-SE. Cette structure est aussi défi nie sous le terme de « chaîne de déformation d’Adriatique centrale » par [Argnani & Gamberi, 1995]. L’ensemble de la structure correspond à une succession de structures hautes, alignées NO-SE, et parfois constituées de diapirs perçants, telle la structure de Mizar (Bally et al., 1986; Casero & Bigi, 2012). Les strates Pliocène faillées et la présence d’éventails sédimentaires suggèrent une inversion tectonique Néogène le long d’anciens systèmes extensifs, ayant joué durant

le Jurassique-Crétacé et Crétacé supérieur-Paléogène, au bordure de la plateforme Dalmatienne [De Alteriis, 1995 ; Scisciani & Calamita, 2009]. Certains auteurs (e.g. Fantoni & Franciosi, 2008, 2010) que cette déformation soit de type « thick-skinned » (impliquant le socle cristallin). Au niveau régional, l’ensemble présente différentes interprétations :

• [Bally, 1986 ; Ori et al., 1991 ; De Alteriis, 1995 ; Scrocca, 2006] l’interprètent comme un système de failles à vergence Est, issues du front de déformation des Apennins. Pour [Scrocca et al., 2003], cette structure limite le front de déformation externe des Apennins à l’actuel, dont le passage avec le front de déformation sud Apennin, formant la fosse de Bradanic, correspondrait à l’axe de Tremiti.

• Pour [Scisciani & Calamita, 2009], la nouvelle inversion de ce système serait liée à une réorganisation des forces aux limites des microplaques formant l’ensemble Adriatique durant le Pliocène.

La ride de Tremiti

La ride de Tremiti est localisée au niveau de la marge nord de la plateforme Apulienne (Figure 2-28). Elle est caractérisée par un axe SO-NE, perpendiculaire à celui de la ride médio-adriatique. L’archipel situé en son centre montre à l’affl eurement différentes formations calcaires marines peu profondes datées du Jurassique-Crétacé, Eocène, Aquitanienne-Tortonienne et Pliocène moyen-supérieur (Andriani et al., 2005). Les données géophysiques et de forage décrivent une série de diapirs perçants issus des formations salifères Triasiques, d’axe SO-NE. Différentes interprétations sont associées à ce système.

[Festa et al., 2013] l’identifi ent comme une tectonique salifère datée du Miocène supérieur à l’actuel, et située au niveau d’une ancienne structure de basse amplitude Mésozoïque. Pour ces auteurs, le développement de cette ride a nécessité un raccourcissement d’orientation NO-SE, à l’aplomb d’une ancienne faille d’extension à plongement NO-SE, d’âge Jurassique-Crétacé. Ils associent le développement de la ride de Tremiti au même processus de fonctionnement que la ride médio-Adriatique. Un jeu extensif orienté NO-SE aurait eu lieu au Jurassique-Crétacé, au rebord de la plateforme Apulienne, suivi d’un jeu transpressif lié à la propagation du front de déformation des Apennins. [Funiciello et al., 1991 ; Festa et al., 2013] voient ainsi la ride de Tremiti comme un axe transformant faisant la jonction entre la ride médio-adriatique et le front de déformation des Apennins.

Le système de Mattinata

bassin en pull-appart de Sant’Egidio (au sud du seuil de Gargano) (situation fi gure 2-28), associé à ce système faillé, témoigne d’un jeu transformant dont l’âge de manifestation et le sens de mouvement sont encore débattus (Argnani et al., 2009). Son origine serait aussi incertaine car il n’y a pas de relation claire avec le front de déformation Apennin (Bigi, 1990) et le système ne semble pas être connecté aux fronts des Dinarides/Albanides (Argnani et al., 1993). Ainsi sa continuité en mer est décrite sous différents termes, Gondola Line par [De Dominicis and Mazzoldi, 1987],

South Gargano deformation belt par [Argnani et al., 1993].

La synthèse des différentes études terrestres et l’analyse stratigraphique du domaine Sud Adriatique, met en lumière plusieurs réactivations du système depuis le Mésozoïque (Argnani et al., 2009). Une 1ère phase d’extension est proposée au Crétacé supérieur, suivie d’un jeu transtensif sénestre au cours du Paléogène-Miocène inférieur. Un régime compressif dominant serait attesté entre le Miocène supérieur et l’actuel et impliquerait un soulèvement du promontoire de Gargano. A l’échelle régionale, il s’agit d’un système à cheval entre les fronts Dinaride et Apennins au cours du Néogène. Le débat persiste sur l’importance relative d’une déformation thick-skinned (Scrocca et al., 2005 ; Argnani et al., 2009) ou thin-skinned (Shiner et al., 2004) du système de Mattinata en lien à la propagation de la déformation du front Sud Apennin. La possibilité d’un rôle plus global, à l’échelle des microplaques, a été avancée mais reste là aussi non confi rmée.

Différents jeux tectoniques sont proposés au cours du Néogène (Argnani et al., 2009) : • Les études de néotectonique à terre proposent un mouvement dextre du système au Néogène, mais les études sont éparses et incomplètes (De Dominicis & Mazzoldi, 1987 ; Colantoni et al., 1990 ; De Alteriis & Aiello, 1993 ; Piccardi, 1998, 2005 ; Borre et al., 2003, in Argnani et al., 2009).

• D’autres études suggèrent un mouvement sénestre le long du système (Winter &Tapponier, 1991 ; Favali et al., 1993 ; Salvini et al., 1999 ; Billi & Salvini, 2000 ; Brankman & Aydin, 2004 ; Billi et al., 2007, in Argnani et al., 2009).

• Un changement de mouvement transformant est aussi proposé autour du Messinien supérieur. Le système évoluerait d’un mouvement sénestre à dextre (Chilovi et al., 2000 ;

Tondi et al., 2005 ; Monti et al., 2005), ou bien d’un mouvement dextre à sénestre (De Alteriis, 1995 ; Morelli, 2002).

• Enfi n, un système compressif est proposé tout au long du Néogène (Ortolani & Pagliuca, 1988 ; Argnani et al., 1993 ; Bertotti et al., 1999).

Le promontoire de Gargano

Le promontoire de Gargano forme un domaine élevé à la limite entre la bordure de la ride médio-Adriatique et le front de déformation des Apennins. De manière générale, le promontoire se compose d’une succession de calcaires Jurassiques à Eocènes d’une puissance de 3-4 km, recouvrant des roches Permo-Triasiques sableuses à évaporitiques (Festa et al., 2013 ; Bertotti et al., 1999 ; Videpi project). Il présente plusieurs systèmes de failles, orientées NO-SE et est recoupé au sud par la faille de Mattinata. Les observations de [Bertotti et al., 1999] suggèrent un épisode de raccourcissement principal entre le Langhien et le Messinien inférieur (présence de sédiment syn-tectonique) et indiquent des mouvements contractionnels durant le Paleogène (Bosellini et al., 1993) avec probablement inversion d’anciennes failles normales. Les sédiments du Messinien inférieur sont peu déformés. Les conglomérats de Rignano, datés du Messinien supérieur ou Pliocène inférieur, situés entre 180-220m au-dessus du niveau marin, suggèrent un soulèvement du promontoire post-dépôt. Ce mouvement est attesté au moins jusqu’au Pliocène supérieur avec la présence de niveaux lités Pliocènes pentés d’environ 40° vers le nord (au nord de Gargano) et des terraces marines Pliocènes localisées à 50m au-dessus du niveau marin.

A l’échelle régionale, les implications de ces déformations soulèvent diverses questions : quels sont les liens entre les déformations anté Miocène/Miocène avec le front Dinarides et le mouvement de la plaque Adriatique ? Est-ce que le promontoire de Gargano peut être lié au jeu des systèmes de Tremiti et Mattinata, si l’on interprète ces dernières comme des systèmes transformant/ transpressif comme suggéré par Funiciello et al., 1991.

2.4.5. Etat des lieux du remplissage sédimentaire

L’évolution des environnements sédimentaires Néogènes est contrôlée en premier lieu par les domaines paléogéographiques Mésozoïques et leur phase d’intégration au sein de la chaîne de déformation Maghrébo-Apennine. La cartographie, de ces domaines paléogéographiques (fi gure 2-30), focalisée autour du promontoire de Gargano, aide à mieux visualiser les différents domaines de dépôts Néogènes, détaillés fi gure 2-31, qui sont au nombre de trois :

• Environnement de Plateforme (Domaines des Lazio-Abruzzi, Campania-Lucania, d’Apulie-Sazani, Kruja)

• Environnement de plateforme puis de rebord de plateforme (domaines des Abruzzes, Abruzzes externe, Krasta-Cukali)

Sannio-Molise).

Les différentes unités se développant au sein des domaines de bassins et plateformes sont regroupées en 3 phases générales de dépôt suivant les phases d’évolution générale à l’échelle du domaine Adria. La fi gure 2-31 synthétise les différentes formations Paléogènes puis Tertiaires en fonction des anciens domaines paléogéographiques d’après les travaux de [Vezzani 2010 ;

Morelli, 2002]. Trois phases de dépôt sont distinguées entre le Paléocène et l’actuel en fonction de l’initiation ou arrêt de dépôt au sein des différents domaines. On remarquera que les inconformités majeures associées aux différentes phases de dépôts correspondent à celles repérées au sein du bassin Ionien par [Morelli, 2002] (fi gure 2-31).

2.4.5.1. 1ère phase de dépôt : Paléocène-Miocène inférieur (Aquita-nien ?)

Au sein des domaines de plateforme, il s’agit d’une phase d’émersion majeure des différents domaines, excepté pour le domaine de Mieilla et Mt. Alpi. Au sein de sillons étroits, le domaine de Lazio-Abruzze-Campania-Lucania enregistre des calcarénites du Paleocène-Miocène inférieur (Trentinara fm.). Des intrusions magmatiques (dykes et laves basiques) sont associées à cette formation. (Climaco et al., 1997 ; Vezzani, 2010).

Au sein des domaines de bassin, cette période correspond au développement des formations de Saraceno (Domaine Liguride), aux fl ysch de Nocara et au mélange tectonique (Varicoloured

Scaly Clays - Domaine Sicilide) ainsi qu’au fl ysch de Rosso (Domaine de Sannio-Molise). Les

fl ysch de Rosso sont déformés par des détachements dont l’origine se situe dans des niveaux Mésozoïques.

2.4.5.2. 2ème phase de dépôt (Miocène inférieur – Tortonien/Messinien) Au sein des domaines de plateforme, on observe le développement :

• A partir du Burdigalien, des dépôts de calcarénite à Bryozoaire, liés à un environnement de dépôt très peu profond (domaine de Lazio-Abruzze et Campagnia-Lucania ; Abruzze externe) ; • A partir du Tortonien inférieur, le dépôt de Calcarénite au sein du domaine de plateforme Apulienne.

Dans le domaine de Lazio-Abruzze-Campania-Lucania, les calcarénites d’âge Aquitanien-Burdigalien évoluent progressivement à des niveaux terrigènes de la formation de Bifurto (Dietrich & Scandone, 1972 ; Vezzani, 2010), suivis par des fl yschs syn-tectoniques déposés dans un système en bassin d’avant-pays au Tortonien moyen-supérieur (formation d’Anversa) (Cosentino et al., 2001 ;

Vezzani, 2010).

Au sein du domaine des Abruzzes externes, la formation calcarénitique d’âge Burdigalien-Serravallien est recouverte en inconformité par des formations pélitiques interlitées à des gypses, des marnes bitumineux et des arénites gypseuses appartenant au fl ysch messinien de Mount Porrara. (Vezzani, 2010).

Le domaine de Maiella & Mt.Alpi enregistre à l’inverse le dépôt de silt et argile correspondant à la formation de Bolognano, liée à un environnement profond. Ce dépôt est précédé par une brève période d’émersion, lors du Miocène inférieur. La formation du Balognano est suivie stratigraphiquement par des argiles et gypses de la formation de Gessoso Solfi fera, puis par les dépôts dit « Lago-Mare » du Messinien supérieur (Crescenti et al., 1966, 1974 ;Eberli et al., 1993;Cipollari et al., 2003 ; Cosentino et al., 2005; Sampalmieri et al., 2008; Vezzani, 2010).

Au sein des domaines de rebord de plateforme, les calcarénites glauconieuse (formation de Bolognano – Miocène inférieur-moyen) se développent en inconformité à partir du Miocène inférieur (domaine des Abruzzes) ou Langhien (domaine de La Queglia). Elles évoluent lors du Serravallien-Tortonien vers des marnes et hémipélagites appelées « Cerrogna marls » ou « Marnoso

unit » (Artoni, 1993, 2003 ; Centamore & Nisio, 2003 ; Milli et al., 2007).

Les anciens domaines profonds mésozoïques sont marqués par la mise en place d’un dépôt-centre important au Tortonien terminal-Messinien. La formation à Gessoso Solfi fera est observée au sein de ces domaines, synchrone du développement des fl ysch de Laga et Teramo, d’âge Tortonien terminal-Messinien. Ces derniers présentent respectivement une puissance d’environ 3000m et 2000m. Stratigraphiquement, ces deux formations seraient liées, au même titre que les fl yschs d’Agnone ou de Mt. Porrara. Au toit des fl yschs de Teramo se développent les marnes de

Vomano, contenant un horizon de roches volcano-clastiques de type acide, datées à 5.5Ma (Patacca & Scandone, 2007 ; Ori et al., 1991). Les fl yschs de Laga sont sub-divisés en trois membres (pré-évaporitique, post-évaporitique et Lago-Mare - e.g. Milli et al., 2007)

Au sein des domaines de bassin, les fl yschs détritiques Nummidiens se développent uniformément au sein des domaines restés profonds à partir du Burdigalien. Le domaine des Sicilides observe un soulèvement général : la sédimentation détritique devient locale au sein de bassins satellites clos (formation de Gorglione) pour se stopper au Tortonien terminal-Messinien inférieur (Vezzani, 2010). Quelques patchs de formation gypsifère de Gessoso-Solfi fera sont cartographiés au niveau des anciens domaines de bassins.

L’unité de Sannio-Molise montre un développement de plusieurs unités selon un axe NO-SE.

Les dépôts perdurent ensuite plus au sud, jusqu’au bassin Ionien, au niveau de la bordure Calabre-Basilicata. Plusieurs successions suivent le dépôt des fl yschs Nummidiens, d’âge Burdigalien : on observe des niveaux marno-calcaires (formations de Tufi llo, Gamberale-Pizzoferrato, Faeto

et Serra Palazzo), évoluant à des marnes à Orbuline au Tortonien, puis limités au toit par les

niveaux turbiditiques de Sant’Elena et enfi n les fl yschs d’Agnone (Tortonien supérieur-Messinien inférieur). Ces derniers présentent une puissance d’environ 2000 m (Vezzani, 2010).

2.4.5.3. 3ème phase de dépôt (Messinien (?)/Pliocène inférieur-Actuel) La 3ème phase de dépôt est caractérisée par un arrêt des dépôts au sein des domaines profonds, de rebord de plateforme et dans le domaine de plateforme des Abruzzes. La plateforme Apulienne subit une émersion générale tandis que plus au nord-ouest, le domaine de Maiella-Mt. Alpi enregistre un approfondissement d’environnement de dépôt. L’émergence progressive des domaines de bassin, au sein du domaine Sud Apennins, va contrôler l’évolution des environnements de dépôt durant le Messinien supérieur-Pleistocène, évolution liée à la mise en place de grands bassins satellites. Plus généralement, cette troisième phase de dépôt est liée à la naissance et au remplissage des bassins d’avant-pays défi nis précédemment le long de la chaîne des Apennins, à savoir les bassins d’avant-pays de la plaine du Pô, de Pescara et Bradanic.

Au sein du domaine de Maiella- Mt. Alpi, les formations messinienne Gessoso Solfi fera et

Lago-Mare sont suivies par les fl ysch de Cellino (Pliocène inférieur) avec à la base le développement

de 40 à 50m de brèche et conglomérat calcaire (Roccacaramanico & Palena conglomerates ;

Casnedi & Mosna, 1992) du Pliocène basal. Les fl yschs de Cellino correspondent à des turbidites déposées en milieu profond, sableuses évoluant vers l’Est (bassin de Pescara) à des successions silteuses et marneuses (Artoni, 2013).

Au sein du domaine de Pescara, 8 unités, comprenant la formation de Cellino, décrites par [Artoni, 2013] sont illustrées fi gure 2-29b,. Ces dernières peuvent être regroupées en trois ensembles :

• Les unités 1, 2 et 3 (respectivement les formations de Cellino, Morro d’Oro et Tortoreto d’après Dattilo et al., 1999), caractérisées par des niveaux sablo-silteux à marneux déposés en milieu profond entre 5.33 et 3.59 Ma (sensu Artoni, 2013)

• Les unités 4, 5, caractérisées par des surfaces érosives et des dépôts conglomératiques chenalisés associées à des formations turbiditiques sablo-argileux. Ces formations seraient liées à un environnement profond situé en pied de canyon (sensu Artoni, 2013) et développé entre 3.59 et 2.1Ma (Artoni, 2013).

• Les unités 6, 7 et 8 caractérisées par des progradations et des dépôts côtiers caractérisant un milieu peu profond. Ces formations sont respectivement datées entre 2.0-1.8Ma, 1.8-0.78Ma et 0.78-0Ma (Artoni, 2013).

Au sein du domaine Sud Apennins, les environnements de dépôts se distinguent en deux ensembles séparés aujourd’hui par le front externe de déformation : le premier est lié à la formation et l’évolution des bassins satellites, depuis un domaine d’avant-fosse à un domaine endoréïque ; le second est lié au développement de l’avant-fosse de Pescara. L’évolution environnementale et stratigraphique au sein de ces deux ensembles est décrite et interprétée au sein des travaux de [Vezzani, 2010 ; Ascione et al., 2012].

• Les domaines soulevés de Sannio-Molise, Sicilide et Lagonegro montrent, pour rappel, les dépôts satellites des formations d’Albidona (Oligocène (?)-Langhien), Gorgoglione (Langhien-Tortonien) et localement Gessoso Solfi fera (Messinien). Ces formations sont précédées par des dépôts de conglomérats-calcirudites et de marnes bleues (Pliocène inférieur-moyen ; 5.33(?)-3.6Ma) (Vezzani, 2010). Il s’ensuit des dépôts marneux évoluant graduellement à des niveaux sableux puis conglomératiques (Pliocène supérieur-Pléistocène inférieur). 5 bassins satellites sont décris (du NO au SE : Ariano, Ofanto, Potenza-Vietri, Calvello, Sant’ Arcangelo) [Ascione et al., 2012] et permettent de préciser l’âge de mise en place des 1er dépôts marins, au environ de 3.8Ma. On notera qu’un rajeunissement des dépôt-centres vers le SE est observé, dont le bassin de Sant’Arcangelo présente les dernières formations marines, datées à 0.9Ma (Ascione et al., 2012)

• L’avant-fosse de Bradanic est caractérisée par les mêmes formations du Pliocène

supérieur-Pléistocène, avec des dépôts marneux évoluant graduellement à des niveaux sableux puis conglomératiques parfois rougeâtres (Vezzani, 2010).

2.4.6. Contexte de dépôt liées aux phases tectoniques autour du promontoire de Gargano.

Ces séquences de déformations sont très bien contraintes par la distribution et l’évolution des bassins satellites, des affl eurements et observations marines. Les problèmes de calendrier entre les différents segments de la chaîne se posent car les hiatus ne sont pas toujours bien contraints par les forages. Les structures liées aux phases de déformation du Miocène supérieur/Pliocène supérieur sont présentes sur l’ensemble du domaine Adria et cachent parfois les précédentes déformations. Les points majeurs observés par [Vezzani, 2010] sur les dépôts affectés par les différentes phases

• La distribution des bassins satellites (top-thrust basins), ainsi que l’évolution des successions marines, saumâtres jusqu’à continentales, enregistrées depuis l’Eocène inférieur moyen (Albidona fm.) jusqu’au Pliocène supérieur - Pléistocène inférieur (Atessa fm.). • L’orientation générale de ces bassins s’effectue suivant un axe NO-SE

• L’âge des successions est progressivement plus jeune en se déplacant de l’ONO à l’ESE, excepté pour les formations d’Atessa et de Mt Coppe.

6 phases de déformations tectoniques sont observées le long du bord Ouest de la plaque Adria depuis le Crétacé supérieur jusqu’à l’actuel. Les phases sont reportées au niveau de la fi gure 2-31, à partir de la synthèse de [Vezzani, 2010], dont l’importance et les âges de déformations sont variables entre le NE du seuil (Apennins centrales) de Gargano et le SO du promontoire (Sud Apennins).