Stratigraphie «onshore»

Différentes études à diverses échelles ont été réalisées sur la marge Sud du Golfe de Corinthe. Ori (1989) propose le premier une colonne stratigraphique synthétique du remplissage synrift. Ghisetti & Vezzani (2004, 2005) décrivent notamment la zone d’étude de ce travail mais à une précision beaucoup moins élevée. Ford et al. (2007b) et Rohais et al. (2007a, 2008) ont le mérite d’avoir tenté de caler dans le temps les différentes formations répertoriées grâce notamment à des études palynologiques. Il sera vu que ces différentes propositions de colonnes stratigraphiques suggèrent une évolution en deux ou trois étapes.

Ori (1989) propose une évolution de la sédimentation synrift en deux étapes (Fig.

2.28.a) qui débuterait à la fin du Miocène, basée sur l’étude de la zone Platanos-Derveni (Figs 1.6 et 1.8). La première phase serait caractérisée par une sédimentation majoritairement continentale (environnement alluvial, lacustre et quelques faciès de plage), de 1500 à 3000 m d’épaisseur, dans un «proto-Golfe de Corinthe», sans doute ouvert vers l’Est. Durant la seconde phase, le Golfe de Corinthe aurait déjà la configuration qu’il a actuellement avec un remplissage composé de Gilbert-deltas ainsi que de dépôts d’eau profonde, d’une épaisseur de 1200 m (Fig. 2.28.b). Trois générations de Gilbert-deltas (Fig. 2.28.b) sont présentes. Tout d’abord, les Gilbert-deltas d’épaisseur importante, anciens et surélevés (Ilias et Evrostini), les Gilbert-deltas plus jeunes également surélevés et les Gilbert-deltas actuels. Bien que les deltas semblent dominer cette seconde étape, les dépôts turbiditiques forment, selon Ori (1989) la plus grande partie du remplissage. Pendant la seconde étape, le Golfe de Corinthe était supposé être en connexion avec la mer Ionienne via le Golfe de Patras. Les mesures de paléocourants indiquent une source sédimentaire venant de l’Ouest. La transition entre la première et la seconde phase est marquée par une discordance et une forte augmentation du rapport subsidence/sédimentation (Fig. 2.28.a).

Doutsos & Piper (1990) ont travaillé dans la région Sud-Est du Golfe de Corinthe, au

Sud de Xylokastro (Fig. 1.8). Ils proposent une évolution du rift en deux étapes. Des dépôts de sables, de silts lacustres et fluviatiles seraient datés du Pliocène moyen à terminal (Kontopoulos & Doutsos, 1985 ; Frydas, 1987 ; Zelilidis et al., 1988) et constitueraient la première étape. La seconde étape est caractérisée par des dépôts de conglomérats quaternaires (cônes alluviaux). Vers le Sud-Est, ces conglomérats reposent directement sur l’Unité du prérift. Vers le Nord, ces conglomérats alimenteraient des Gilbert-deltas.

Les marnes interstratifiées avec ces Gilbert-deltas comportent certains indices d’environnement marin mais la plus grande partie de ces marnes serait déposée en milieu lacustre ou d’eau saumâtre (Keraudren, 1970, 1971, 1972 ; Richter et al., 1979).

Figure 2.28 : a) Colonne stratigraphique synthétique du remplissage synrift entre les villes de Platanos et de Derveni proposée par Ori (1989), (Fig. 1.6 et 1.8 pour une localisation). b) Coupe synthétique orientée SO-NE passant par le Gilbert-delta de l’Evrostini. Les numéros associés aux failles correspondent à ceux portés sur la figure a. La faille n°2 correspond à l’initiation de la seconde phase de dépôt.

D’après Doutsos & Piper (1990), la base de ces conglomérats quaternaires serait datée du Calabrien (1,8 Ma à 530 ka) par des restes de mammifères (Symeonidis et al., 1987).

Doutsos & Poulimenos (1992) présentent une carte géologique sommaire des dépôts

synrifts du Nord du Péloponnèse, depuis le Sud de Patras jusqu’à la ville de Derveni vers l’Est (Fig. 1.8). Les auteurs proposent un schéma stratigraphique de la zone d’Aigion, où sont localisés les affleurements du pré-rift (pré-Néogène), des dépôts lacustres ou de lagune datés du Pléistocène inférieur, des dépôts de fan-deltas quaternaires et des dépôts de cônes alluviaux également quaternaires (situés sur le «hangingwall» de la faille d’Helike).

Doutsos & Poulimenos (1992) suggèrent une évolution du Golfe en trois étapes. Ils utilisent des données chronostratigraphiques issues de l’étude de marnes, dont la période de dépôt se situerait entre le Pliocène supérieur et le Pléistocène inférieur (Symeonidis et al., 1987 ; Frydas, 1987, 1989). Selon les auteurs, la première étape débuterait au Pliocène supérieur au niveau de la côte Nord du Golfe conduisant à la formation du Golfe de Patras et à la partie Est du Golfe de Corinthe (la mise en place de ces deux structures est achevée au Pliocène supérieur). Pendant cette étape, se déposent des sédiments lacustres ou lagunaires. Durant le Quaternaire, la subsidence se déplace vers le Sud et le rifting se propage vers l’Ouest. Ces résultats sont basés sur des données de cinématique sur les failles. La seconde étape s’étalerait du Pléistocène inférieur au Pléistocène supérieur. Elle est caractérisée par le dépôt de sédiments lacustres, lagunaires ou alluviaux. La troisième étape (du Pléistocène supérieur à l’actuel ?) est dominée par la mise en place de fan-deltas, de dépôts alluviaux et de terrasses marines.

Collier & Jones (2003) ont cartographié une région comprise entre Diakopfto (Fig.

1.6) et Kalavrita au Sud (Fig. 1.8) représentant une surface d’environ 500 km². Dans le remplissage synrift, les auteurs distinguent les Gilbert-deltas sur la partie Nord de la marge Sud du rift de Corinthe, une majorité de dépôts non marins ainsi que les sédiments marins du fond du Golfe actuel. Les sédiments non marins sont répartis dans deux formations. La formation «basale fluviatile/alluviale à lacustre» repose en discordance sur l’Unité du prérift. Elle est composée de conglomérats et peut atteindre une épaisseur maximale de 800 m au Nord des failles de Kerpini et de Doumena (Fig. 4.1). D’après les caractéristiques sédimentologiques données sur les conglomérats par les auteurs, il s’agirait de dépôts alluviaux. Les sédiments lacustres ne sont pas décrits. La formation de «cônes alluviaux en progradation» est composée de sédiments grossiers formant des cônes alluviaux et des dépôts fluviatiles qui peuvent passer latéralement vers le Nord à des dépôts fins lacustres. Ils sont localisés sur les «hangingwalls» des failles de Kalavrita et de Kerpini (Fig. 4.1). Collier & Jones (2003) suggèrent qu’au début du rifting, les failles de Kalavrita, Kerpini et Doumena étaient actives. L’activité s’est par la suite propagée vers le Nord.

Ghisetti & Vezzani (2004) ont présenté la première carte géologique détaillée à partir

d’une cartographie à l’échelle 1:25000, couvrant une surface de 600 km². Ils proposent trois étapes pour le remplissage synrift dans le bassin d’Aigion et jusqu’à quatre étapes dans le bassin de Derveni (Fig. 2.29). Ces deux bassins sont séparés par un haut topographique à pendage Nord hérité de la formation de la chaîne des Hellénides. Cette structure isole les deux bassins et aurait contribué au contrôle de la répartition des failles et de la sédimentation pendant l’évolution plio-pléistocène du rift de Corinthe. L’origine de tous les âges proposés n’est pas précisée par les auteurs.

Trois étapes de dépôt ont été identifiées dans le bassin d’Aigion (Fig. 2.29.a). La première étape (unité fl1) consiste en des conglomérats grossiers d’une épaisseur maximum de 500 m, dont l’environnement de dépôt n’est pas précisé. Ils reposent en discordance sur les carbonates du prérift. Ghisetti & Vezzani (2004) suggèrent un âge entre le Pliocène inférieur et le Pliocène moyen.

La seconde étape de dépôt est composée de deux unités. L’unité L2 consiste en des arénites, des marnes et des argiles lacustres ou lagunaires (fin Pliocène – début Pléistocène). L2 est limitée au Sud par la faille de Pirgaki-Mamoussia (Fig. 1.8). L’épaisseur de cette unité n’est pas mentionnée (Fig. 2.29.a). L’unité L2 est recouverte par 600 m de conglomérats et de graviers nommés G2. L’unité G2 correspondrait au dépôt de Gilbert-deltas (début Pléistocène-Pléistocène moyen ?).

La troisième étape (unité G3) est formée d’une unité de conglomérats et de graviers de 300 à 500 m d’épaisseur qui correspondrait également à des dépôts de Gilbert-delta. L’unité G3 reposerait en discordance sur le prérift (dans la vallée de la rivière Meganitas, Fig. 2.1) et en discordance sur l’unité L2 (à l’Ouest d’Achladia, Fig. 2.2). Les foresets de ce Gilbert-delta seraient interstratifiés avec des marnes marines et des argilites silteuses (début Pléistocène-Pléistocène moyen).

Ghisetti & Vezzani (2004) proposent également un schéma stratigraphique pour le bassin de Derveni (Fig. 2.29.b). Les dépôts les plus anciens correspondraient au Gilbert-delta d’Akrata (Fig. 1.8) qui reposerait sur le prérift («Kratis structural high»). Ce delta serait au-dessus stratigraphiquement de l’unité L2 du bassin d’Aigion. Le delta d’Akrata, quant à lui, serait équivalent à l’unité G2 du bassin d’Aigion (Figs 2.29.a et b). L’épaisseur de ce delta n’est pas mentionnée. L’unité fl1 n’a pas d’équivalent dans le bassin de Derveni (cf. biseau entre les colonnes des figures 2.29.a et b). D’après Ghisetti & Vezzani (2004), le delta d’Akrata (au Sud d’Akrata) serait recouvert par un minimum de 1000 m de siltites lacustres et de marnes interstratifiées avec des dépôts alluviaux. Ces dépôts correspondent à l’unité L3 attribuée à la troisième étape de dépôt (Fig. 2.29.b). Les auteurs corrèlent cette unité à la première phase de dépôt définie par Ori (1989 et Fig. 2.29.c). Ghisetti & Vezzani (2004) proposent une fermeture vers l’Ouest du bassin de Derveni contre le haut topographique du Kratis.

Une quatrième étape de dépôt a été définie dans le bassin de Derveni. Elle correspond à l’unité G4 (Fig. 2.29.b) constituée des Gilbert-deltas de l’Evrostini et de l’Ilias, séparés par des horizons de turbidites marines. L’unité G4 serait discordante sur l’unité L3. L’unité G4 serait l’équivalent de la seconde phase de dépôt définie par Ori (1989 et Fig. 2.29.c). L’unité G4 aurait une épaisseur supérieure à 700 m et correspondrait au Pléistocène moyen – Pléistocène supérieur.

Ghisetti & Vezzani (2004) proposent que les unités L3 et G4 du bassin de Derveni se trouvent stratigraphiquement au-dessus de l’unité G3 du bassin d’Aigion. Cette disposition stratigraphique indiquerait que l’extension aurait débuté plus tôt dans le bassin d’Aigion que dans le bassin de Derveni. Cette donnée va à l’encontre de l’ouverture depuis l’Est vers l’Ouest du rift de Corinthe (Armijo et al., 1996) ainsi que d’une plus grande quantité d’extension à l’Est du rift qu’à l’Ouest (Doutsos & Poulimenos, 1992 ; LePichon et al., 1995).

Ghisetti & Vezzani (2005) ont proposé une stratigraphie en trois unités appelées

«Early Rift», «Mid-Rift» et «Late Rift» (Fig. 2.30). Comme dans le cadre de l’étude de Ghisetti & Vezzani (2004), deux bassins sont distingués : le bassin d’Aigion et le bassin de Derveni-Corinthe (ce bassin semble plus large que dans le cas de l’étude de Ghisetti & Vezzani, 2004). Ces deux bassins sont séparés par un haut topographique formé de carbonates du pré-rift, et est appelé «Zarouchla Culmination».

L’épaisseur du remplissage syn-rift Plio-Pléistocène dans le bassin de Derveni-Corinthe (environ 3000 m) est supérieure à celle du remplissage syn-rift dans le bassin d’Aigion (environ 2000 m, Figs 2.30.a et b). Les auteurs expliquent cette différence par des valeurs de déplacement sur les failles majeures supérieures à l’Est par rapport à l’Ouest. L’origine des âges proposés par les auteurs n’est pas précisée.

L’unité «Early Rift» est composée de conglomérats grossiers continentaux et d’arénites interstratifiées avec des argilites. Cette séquence pourrait être d’âge Pliocène (?). Cette séquence est particulièrement développée vers l’Ouest.

L’unité «Mid-Rift» (fin Pliocène-début Pléistocène ?) est la séquence qui présente les plus importantes variations latérales de faciès. Dans le bassin d’Aigion (Fig. 2.30.a), elle consiste en des argilites lacustres (de 100 à 200 m d’épaisseur) recouvertes par des clinoformes conglomératiques de 300 à 500 m d’épaisseur.

Dans le bassin de Derveni (Fig. 2.30.b), les argilites lacustres ainsi que les arénites et les conglomérats évoluent vers le haut à des siltites massives contenant des horizons conglomératiques. L’épaisseur de ces siltites est d’au maximum 1000 m. L’unité se ferme à l’Ouest contre le haut topographique de Zarouchla.

L’unité «Late Rift» (début du Pléistocène moyen) est dominée par des clinoformes conglomératiques qui constituent des fan-deltas. Ces fan-deltas auraient, selon Ghisetti & Vezzani (2005) entre 300 et 500 m d’épaisseur dans le bassin d’Aigion (Fig. 2.30.a) et jusqu’à 1200 m dans le bassin de Derveni-Corinthe (Fig. 2.30.b).

Le schéma stratigraphique de Ghisetti & Vezzani (2004) est différent de celui de Ghisetti & Vezzani (2005). Les unités (fl1, L2, G2 et G3) définies par Ghisetti & Vezzani (2004) sont difficilement corrélables aux unités proposées par Ghisetti & Vezzani (2005).

Figure 2.30 : Colonne stratigraphique synthétique du remplissage synrift du bassin d’Aigion et du bassin de Derveni d’après Ghisetti & Vezzani (2005).

Malartre et al. (2004) et Ford et al. (2007b) ont défini une stratigraphie des dépôts

synrifts, comportant deux groupes (Fig. 2.31), sur le bloc de faille de Pirgaki-Mamoussia, entre les rivière Kerinitis et Ladopotamos (Figs 1.6 et 1.8).

Le «lower group» est représenté par les formations Ladopotamos et Katafugion. La Formation Ladopotamos (300 m d’épaisseur minimum) repose en discordance sur les carbonates mésozoïques du prérift. Elle est composée de conglomérats rougeâtres, d’arénites et de siltites (Fig. 2.31). Les dépôts de la Formation Ladopotamos correspondent à des faciès fluviatiles de type rivière en tresses. La Formation Katafugion (épaisseur de 40 m) comprend un calcaire fin bioclastique blanchâtre (entre 20 et 25 m d’épaisseur) surmontée par un ensemble conglomératique de plage de 18 m d’épaisseur (Fig. 2.31). L’Unité de Derveni correspond principalement à des dépôts fins d’«offshore». La Formation Katafugion représenterait des dépôts de lagon subtidal protégé, sous un régime microtidal.

L’«upper group» repose en discordance sur le «lower group». Cette discordance correspond à une surface d’érosion, d’une incision maximum de 300 m. Au Sud de la faille de Pirgaki (Fig. 1.8), une épaisseur maximum de 1300 m de conglomérats interstratifiés avec des arénites et siltites rougeâtres est corrélée au «lower group». Le passage de la Formation Ladopotamos à la Formation Katafugion représente une transgression marine au sein du «lower Group» (Ford

et al., 2007b).

Figure 2.31 : Colonne stratigraphique synthétique modifiée d’après Ford et al. (2007b), représentant l’organisation des dépôts synrifts sur le bloc Pirgaki-Mamoussia (PM, Fig. 1.8 pour une localisation).

L’«upper group» débute par une succession de faciès fins (siltites et argilites) de 50 m interprétée comme des dépôts de prodelta (Unité de Derveni). Cette succession est surmontée par l’ensemble conglomératique du Gilbert-delta du Vouraikos d’une épaisseur supérieure à 800 m (Fig. 2.31). Le delta de Vouraikos est surmonté en discordance par une fine unité conglomératique (de 10 à 15 m d’épaisseur) recouverte par des dépôts récents de sols rouges.

Le long du segment Est de la faille d’Helike (Figs 1.6 et 1.8), l’«upper group» est incisé et recouvert en discordance par de petits Gilbert-deltas surélevés (par exemple, au niveau du village de Trapeza).

Des datations issues d’études palynologiques ont permis d’estimer la période de mise en place du delta du Vouraikos entre 1,1 Ma et 0,7 Ma, c'est-à-dire du Pléistocène inférieur au tout début du Pléistocène moyen (Malartre et al., 2004 ; Ford et al., 2007b).

Palyvos et al. (soumis) ont étudié une zone comprise entre Aigion et l’extrémité Ouest du Golfe de Corinthe. Des foresets de Gilbert-deltas lacustres ont été identifiés (Formation Aravonitsa). Ces foresets passent latéralement à des sédiments fins interprétés comme des dépôts de bottomset par Palyvos et al. (soumis). Ces dépôts fins sont situés au sommet d’une formation datée du début du Pléistocène moyen.

Il est intéressant de comparer les schémas stratigraphiques proposés par Ford et al. (2007b ; Fig. 2.31) et par Ghisetti & Vezzani (2004, 2005 ; Figs 2.29 et 2.30) pour la région d’Aigion. Il y a de nombreuses différences entre ces schémas stratigraphiques. L’unité fl1 (Ghisetti & Vezzani, 2004 ; «Early Rift» de Ghisetti & Vezzani, 2005) n’a pas été identifiée par Ford et al. (2007b). L’unité L2 (Ghisetti & Vezzani, 2004) serait équivalente au «lower group» bien que Ford et al. (2007b) aient identifié dans ce groupe une formation fluviatile (Formation de Ladopotamos) et non pas lacustre. Les clinoformes de 300 à 500 m d’épaisseur de l’unité «Mid Rift» (Ghisetti & Vezzani, 2005) n’ont pas été identifiés par Ford et al. (2007b). L’unité G2 (Ghisetti & Vezzani, 2004) serait l’équivalent du delta de Vouraikos («upper group» de Ford et al., 2007b) avec des épaisseurs proches. Les dates proposées pour le dépôt de l’unité G2 correspondent à la période de temps proposée par Ford et al. (2007b) pour le dépôt du Gilbert-delta du Vouraikos. L’unité G3 (Ghisetti & Vezzani, 2004) n’a pas été identifiée par Ford et al. (2007b). Ghisetti & Vezzani (2004, 2005) n’identifient aucun dépôt apparenté à des prodeltas.

L’unité «fl1» (Ghisetti & Vezzani, 2004 et Fig. 2.29.a) n’a pas été identifiée dans le secteur rivière Meganitas – rivière Kerinitis (Fig. 2.4). D’après leur carte géologique, cette unité se serait déposée sur le bloc de faille de Doumena, au Sud du bloc de faille de Pirgaki. Lithologiquement et au regard de sa répartition géographique, l’unité L2 (Fig. 2.29.a) serait équivalente au Groupe inférieur. L’unité conglomératique G2 représenterait les Gilbert-deltas de Selinous et de Kerinitis (Groupe moyen) mais sans les dépôts de prodelta. Ghisetti & Vezzani (2004) placent dans la même étape de dépôt (G2) la Formation de Kerinia (Groupe supérieur), ce qui est en contradiction avec ce qui est proposé ici (cf. § 2.2.3.3 et 2.3). Le Groupe supérieur ne serait que partiellement équivalent à l’unité G3 (Fig. 2.29.a) car aucun delta plus récent n’a été identifié au-dessus du delta de Selinous. L’épaisseur du remplissage synrift de 2000 m du bassin d’Aigion proposée par Ghisetti & Vezzani (2005, Fig. 2.30.a) est proche de la valeur de 1624 m proposée dans ce travail (colonne stratigraphique «B» de la zone de Melisia, Fig. 2.4). Les deltas de Selinous et de Kerinitis sont placés, d’après Ghisetti & Vezzani (2005), dans l’étape «Late Rift» ce qui n’est pas cohérent avec nos interprétations et avec la colonne stratigraphque du bassin d’Aigion proposé par Ghisetti & Vezzani (2004, Fig. 2.29.a).

La première phase de dépôt proposée par Ori (1989) à l’Est, serait équivalente au «lower group» de Ford et al. (2007b) mais la première phase de dépôt présente une épaisseur beaucoup plus importante (de 1500 à 3000 m ; Ori, 1989). La seconde phase de dépôt de Ori (1989) correspondrait à l’«upper group» de Ford et al. (2007b) dominé par des Gilbert-deltas.

Les variations d’épaisseur d’Ouest en Est ont été également mentionnées par Ghisetti & Vezzani (2004, 2005).

Rohais et al. (2007a) proposent une stratigraphie du remplissage synrift en trois

groupes (Fig. 2.32), d’une épaisseur maximale de 2800 m, entre les villes d’Akrata et de Derveni (Fig. 1.8), situées au centre de la marge sud du rift de Corinthe.

Le «Lower Group» est composé de dépôts fluvio-lacustres, comprenant la Formation Exochi, la Formation Valimi et la Formation Aiges (Fig. 2.32). Le «Lower Group» se serait mis en place entre 3,6 et 1,5 Ma (Pliocène supérieur à Pléistocène inférieur, Rohais et al., 2008). La Formation Exochi (Fig. 2.32) est formée de dépôts alluviaux qui peuvent passer latéralement et vers l’Est à des dépôts de rivière en tresses. Les cônes alluviaux peuvent être superposés et passer verticalement à des sédiments fluvio-lacustres. Cette évolution suggère une transgression progressive (Rohais et al., 2007a). Les paléocourants sont orientés à la fois vers le Nord et vers l’Est indiquant la présence de sources latérales et longitudinales. L’épaisseur de cette formation varie de 50 m à plus de 600 m. Ces rapides variations d’épaisseur correspondent à une étape précoce d’ouverture du rift de Corinthe, caractérisée par des blocs basculés (Rohais et al., 2007a).

La Formation Valimi est composée d’une partie proximale formée de conglomérats organisés en chenaux interstratifiés avec des calcaires et des siltites. Ces faciès silteux et calcaires montrent des altérations pédogénétiques et contiennent des faunes d’eau douce à saumâtre. Ces dépôts sont interprétés comme des chenaux de plaine alluviale de type rivière en tresses associés à des dépôts de plaine d’inondation. Latéralement dans le profil de dépôt apparaissent des Gilbert-deltas lacustres. Ils se sont mis en place sous des tranches d’eau allant de 10 m à un maximum de 40 m. Globalement, la Formation Valimi présente une évolution verticale suggérant une transgression depuis des dépôts de rivière en tresses à des dépôts lacustres. L’épaisseur de cette formation peut varier de 50 à plus de 800 m.

La Formation Aiges (Fig. 2.32) est formée de sédiments fins interprétés comme des dépôts lacustres, des dépôts de partie distale de fan-deltas ainsi que des dépôts turbiditiques. Interstratifiés dans les turbidites se trouvent des dépôts de coulées de débris. Les systèmes turbiditiques peuvent correspondre aux équivalents distaux de la Formation Valimi. La partie supérieure de la Formation Aiges pourrait représenter les faciès de prodelta correspondant aux Gilbert-deltas du «Middle Group» (Fig. 2.32). Les mesures de paléocourants évoluent depuis une direction Nord et Ouest à la base de la formation à une direction purement Nord, dans la partie corrélée aux Gilbert-deltas géants. L’épaisseur de la Formation Aiges peut varier de 10 m à plus de 1000 m.

Le «Middle Group» correspond à un système de progradation vers le Nord depuis d’épais conglomérats de cônes alluviaux au Sud vers des Gilbert-deltas puis à leurs équivalents distaux représentés par des dépôts turbiditiques vers le Nord. Ce groupe se serait déposé entre 1,5 et 0,7 Ma (Pléistocène inférieur à Pléistocène moyen, Rohais et al., 2008). D’après Rohais

et al. (2007a), la caractéristique la plus importante du «Middle Group» est représentée par

l’épaisseur très importante (≤1000 m) des conglomérats de deltas. Quatre Gilbert-deltas géants se situent au Sud de Derveni et deux au Sud d’Akrata. Rohais et al. (2007a) suggèrent que ces deltas géants se sont construits dans un bassin alternativement à eau douce et à eau salée d’après la découverte de faunes correspondant à ces deux environnements. Ils ont, en outre, montré que la source d’approvisionnement sédimentaire de ces deltas a changé avec le temps. L’épaisseur variable du «Middle Group», de 500 m à plus de 1000 m ainsi que les structures de type «roll-over» dénotent une activité tectonique (rotation de blocs) pendant le dépôt du «Middle Group».

L’«Upper Group» est formé de dépôts de terrasses surélevées, de brèches de pente, de sols rouges ainsi que de petits Gilbert-deltas peu consolidés.

L’«Upper Group» a commencé à se déposer il y a 0,7 Ma (Pléistocène supérieur à actuel,