La vision « Provençale » ou un bassin vu comme un domaine arrière-arc avorté (segmentation NE-SO)

Ces modèles [Mauffret, 1976 ; Rehault et al., 1984 ; Le Cann, 1987 ; Maillard, 1992 ; Olivet, 1996 ; Maillard & Mauffret, 1993, 1999 ; Roca, 2001 ; Driussi, 2014] proposent que l’ouverture du bassin de Valence soit liée au retrait des blocs Baléares au Néogène en prolongation SO de l’ouverture du bassin Liguro-Provençal. Deux points épineux demeurent dans cette hypothèse : (a) l’âge de fi n de rifting au sein du bassin de Valence et (b) la position initiale et l’importance des mouvements horizontaux des blocs Baléares issus de l’extension du bassin de Valence. Nous illustrerons d’abord les observations effectuées au sein du Golfe du lion par [Bache, 2008 ; Leroux, 2012], puis nous exposerons les problématiques liées au bassin de Valence.

Au sein du Golfe du Lion, les différents bassins enregistrent les premiers dépôts continentaux liés à une activité extensive à partir du Priabonien (37,8 à 33,9 Ma). Cette activité précoce, Eocène-Oligocène, avec une direction d’extension générale E-W, est reliée au rifting Ouest-Européen (Séranne, 1999). Une seconde phase de rifting, avec une direction d’extension NO-SE, réactive ces anciens bassins Eocènes (c’est le cas des bassins de Camargue et d’Alès) ou permet, par accomodation, le dépôt de séries continentales en inconformité sur d’anciens dépôts Eocène/socle (c’est le cas des bassins de l’Hérault, Narbonne-Montpellier — fi gure 2-15, Séranne, 1999). Ces deux phases sont bien distinctes par leur différence d’orientation entre les rifts et leurs géométries de bassins et leur amincissement (Bois, 1993 ; cité d’après Bache, 2008). L’initiation de la deuxième phase de rifting est contemporaine de la mise en place d’un volcanisme calco-alcalin en Sardaigne, relatif à un début de retrait de la subduction au SE de la Sardaigne (e.g. Séranne, 1999 ; Carminati et al., 2012). L’âge des 1er dépôts continentaux au sein de ces bassins, du Rupélien supérieur (~30 Ma), n’est cependant pas contemporain du volcanisme de subduction (38 Ma : volcanisme de Calabona, Sardaigne) (Lustrino et al., 2009 ; Carminati et al., 2012).

La break-up unconformity correspond soit à la fi n des activités tectoniques (Bessis & Burrus, 1986, cités par Bache, 2008 – entre les marqueurs orange de la synthèse A, fi gure 2-17, estimée entre l’Aquitanien supérieur et le Burdiaglien moyen), soit à la base d’une transgression majeure d’âge Aquitanien sup. dans les bassins et Burdigalien sur les horsts (Gorini, 1993, cité par Bache, 2008 - marqueur bleu de la synthèse A, fi gure 2-17). Au niveau des bassins du Golfe du Lion, l’ensemble des auteurs s’accorde à la situer au sein de l’Aquitanien supérieur (~21 Ma), datée à partir de la biostratigraphie (Cravatte et al., 1974 ; cité par Bache, 2008) et les relations tectono-stratigraphiques (e.g. Gorini, 1993 ; Séranne et al., 1999 ; Bache, 2008 ; Bache et al., 2010).

Au sein du bassin de Valence, la plupart des auteurs s’accordent sur une initiation plus tardive du rifting, soit à partir de l’Oligocène supérieur-terminal (Bartrina et al., 1992 ; Maillard, 1992 ;

Maillard & Mauffret, 1999 ; Roca, 1992, 2001 ; Roca et al., 1999 ; Séranne et al., 1999), soit à partir de l’Aquitanien (Clavell & Berastegui, 1991) (voir fi gure 2-17). Les 1er dépôts, continentaux à lagunaires, sont supposés d’âge Oligocène supérieur (graben de Barcelona-San Feliu) ou Aquitanien-Burdigalien (graben de Valles-Pénédes (Roca et al., 1999). La break-up unconformity est bien plus fl oue et discutée que dans le Golfe du Lion :

• [Roca, 1992 ; Roca et al., 1999] proposent trois périodes d’activité à partir de l’étude des relations tectono-sédimentaires au niveau de la marge Catalane : (1) une période pré-rift Eocène moyen-Oligocène inférieur-moyen liée à une phase compressive ; (2) une période de rifting datée entre l’Oligocène supérieur et le Burdigalien inférieur, liées à l’inversion des anciens systèmes compressifs et d’une géométrie sédimentaire déformée et en éventail ; (3) une activité post-rift à partir du Burdigalien moyen-supérieur associée à une faible activité tectonique et une subsidence de l’ensemble du domaine.

• [Maillard, 1992 ; Maillard & Mauffret, 1993, 1999] proposent aussi 3 périodes de rifting mais situées durant le Miocène inférieur et moyen. La phase initiale, associée au groupe d’Alcanar (Oligocène ? – Miocène inférieur), est marquée par un approfondissement rapide le long de failles normales. Cette phase est suivie d’une seconde de plus faible intensité puis durant le dépôt de la formation d’Amposta (Burdigalien sup.-Serravallien), et d’une dernière phase de rifting qui affecte les bassins (Maillard, 1992). [Maillard & Mauffret, 1999] observent des évidences de réactivations extensives entre le Miocène et le Quaternaire, qu’ils associent à une importante anomalie thermique au SO du bassin de Valence.

• [Clavell & Berastegui, 1991] proposent à partir de l’étude des séquences sédimentaires du bassin de Tarragona et de la marge de l’Ebre deux périodes d’activités. La période de

rifting est datée entre l’Aquitanien (?)-Serravallien supérieur (23-12 Ma) et scelle le jeu des

failles (fi gure 2-18b) Cette période est associée aux séquences d’Alcanar et de Cambril avec des dépôts peu profonds. La phase post-rift, datée entre le Tortonien basal et l’actuel, est caractérisée par les séquences progradantes de Castellon et de l’Ebre.

Entre le rifting et le post-rift : la question du drifting des blocs Baléares

[Clavell & Berastegui, 1991 ; Maillard, 1992 ; Maillard & Mauffret, 1993, 1999] propose, dans le cas des modèles d’ouverture du bassin en arrière-arc, une rotation horaire des blocs Ibiza-Majorque-Minorque, a contrario des mouvements antihoraires des blocs Corso-Sarde. Cette ouverture en « porte de saloon » est accommodée le long de la Zone de Tranfert Nord-Baléares (North Balearic Transfer Zone - NBTZ), défi nie par [Maillard, 1993 ; Maillard & Mauffret, 1993, 1999].

Lors de la période de drifting des blocs Corso-Sarde, différents âges et rotations antihoraires de ces blocs sont proposés (voir fi gure 2-14). L’ensemble de ces travaux se basent sur des arguments paléo-magnétiques et/ou stratigraphiques : (1) [Edel, 1980 et Montigny et al., 1981] proposent une rotation antihoraire de 20-30° de la Sardaigne entre 21,7 et 17,5 Ma ; (2) [Gattacceca et al., 2007] proposent une rotation du bloc Sarde de 45° entre 20,5 et 15 Ma, dont le paroxysme est situé entre 20 et 18 Ma; (3) [Ferrandini et al., 2003] proposent une rotation antihoraire de la Corse entre 21-13Ma et 15Ma ; (4) [Speranza et al., 2002] donnent une rotation de 23° du bloc Corso-Sarde entre 19 et 16 Ma.

Au sein du bassin de Valence, deux écoles peuvent être distinguées du point de vue de l’importance des mouvements du bloc Corso-Sarde :

• [Maillard, 1992 ; Maillard & Mauffret, 1999] proposent une diminution de l’amincissement depuis le bassin Liguro-Provençal vers le SO du bassin de Valence. Cette diminution est accommodée par 3 zones de fractures NO-SE (NBFZ, Central Fracture Zone (CFZ), Ibiza Fracture Zone (ICZ)), situées respectivement entre les blocs Sardaigne-Minorque, Minorque-Majorque et Minorque-Majorque-Ibiza (fi gure 2-25). Les auteurs attribuent un déplacement de l’ordre de 113km pour Minorque, 93km pour Majorque. Bien qu’affectant le bloc Ibiza, l’ordre de grandeur de son déplacement n’est pas fourni (au moins deux fois moindre que pour Majorque). A l’échelle du bassin, l’extension crustale au sein du bassin de Valence est estimée entre 74 et 87km le long du profi l ESCI (Vergès & Sabat, 1999) et entre119 et 134km en tenant compte du promontoire Baléares (Roca et al., 1999). Pour rappel, l’estimation des épaisseurs crustales du Bassin de Valence utilisée par ces auteurs comprend les séquences Mésozoïques.

• [Le Cann, 1987 ; Olivet, 1996] proposent des modèles cinématiques centrés sur le meilleur ajustement possible des blocs Corso-Sarde avant l’ouverture du domaine Liguro-Provençal. Le recouvrement ainsi obtenu des socles, estimés à 20km au niveau des bouches de Bonifacio (contact Sardaigne-Corse) et de 60km entre Minorque et le Sud-Sardaigne et implique un mouvement horaire vers le SE de Minorque au cours de la dérive du bloc Corso-Sarde (Mauffret, 1976 - fi gures 2-26a, 2-26b). A l’inverse, les blocs Ibiza et Majorque n’opèrent que peu (une dizaine de km) ou pas de déplacement anti-horaire.

2.4.4. Structuration du domaine Adriatique.

Au cours du Néogène, et ce jusqu’à l’actuel, le domaine Adriatique a été fortement contraint par l’édifi cation de la chaîne des Apennins. Cette chaîne fait partie du système Maghrébo-Apennin (Carminati et al., 2004, 2010, 2012), ensemble issu du retrait des blocs AlKaPeCa (Alboran,

Kabyle, Peloritain, Calabre), de la Corse et de la Sardaigne vers le Sud, le Sud-Est et l’Est. Afi n de contraindre le contexte environnemental et bathymétrique du domaine Adriatique au cours du Néogène et plus particulièrement, au Tortono-Messinien, il est nécessaire (1) d’identifi er dans un premier temps, les structures majeures et dépôt-centres associés à la propagation de la déformation puis (2) de défi nir les domaines impliqués en fonction de l’âge de fl exure de la plaque Adria. Concernant ce dernier point on pourra s’appuyer sur l’identifi cation des bassins et plateformes Mésozoïque (section 2.2.2.) qui jouent un rôle primordial sur l’évolution des environnements de dépôt de part et autre du promontoire de Gargano.