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Géométrie du remplissage sédimentaire des bassins de Sarria et Monforte ( Galice, Espagne ) et évolution géomorphologique régionale

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Géométrie du remplissage sédimentaire des bassins de

Sarria et Monforte ( Galice, Espagne ) et évolution

géomorphologique régionale

Christine Vergnolle Mainar

To cite this version:

Christine Vergnolle Mainar. Géométrie du remplissage sédimentaire des bassins de Sarria et Monforte ( Galice, Espagne ) et évolution géomorphologique régionale. Mélanges de la Casa de Velázquez, Casa de Velázquez (E. de Boccard auparavant), 1985, 21, pp.331 - 346. �10.3406/casa.1985.2449�. �hal-03166105�

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Géométrie du remplissage sédimentaire des bassins de Sarria et

Monforte ( Galice, Espagne ) et évolution géomorphologique

régionale

Christine Vergnolle

Citer ce document / Cite this document :

Vergnolle Christine. Géométrie du remplissage sédimentaire des bassins de Sarria et Monforte ( Galice, Espagne ) et évolution géomorphologique régionale. In: Mélanges de la Casa de Velázquez, tome 21, 1985. pp. 331-346;

doi : https://doi.org/10.3406/casa.1985.2449

https://www.persee.fr/doc/casa_0076-230x_1985_num_21_1_2449

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GEOMETRIE DU REMPLISSAGE SEDIMENTAIRE DES BASSINS DE SARRIA ET DE MONFORTE (GALICE, ESPAGNE)

ET EVOLUTION GEOMORPHOLOGIQUE REGIONALE

Par Christine VERGNOLLE Membre de la Section Scientifique

Les bassins de Sarria et de Monforte se situent au contact de la Galice et des Asturies, tant d'un point de vue topographique que géologique. En effet, ils jalonnent la rupture de pente existant entre le plateau de Galice orientale, à 600 mètres d'altitude, et le massif asturien du Caurel où de profondes vallées isolent des lambeaux de surface portés à plus de 1000 mètres (Fig. 1). Enfin, à l'intérieur de la "zone de Galice moyenne" définie par Ph. Matte (1968), ces bassins se situent le long de la limite entre les plutons granitiques ou granodioritiques et les séries métamorphiques précambriennes ou paléo- zoïques (Fig. 2).

Le bassin de Sarria, de même que les deux cuvettes constituant celui de Monforte (celle de Bôveda au Nord et celle de Monforte stricto-sensu au Sud) (Fig. 2) sont des grabens. Les sédiments qui les colmatent n'ont jusqu'à présent fourni aucun fossile, mais sont considérés comme miocènes par similitude de faciès avec ceux de Roupar (E. Portela Viqueira 1964) et de Vieille Castille. Du fait de cette absence de datation précise, ces dépôts ont fait l'objet de nombreuses études lithostratigraphiques dont les conclusions sont divergentes. Tous les auteurs mentionnent l'existence d'une "série

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Fig. I. Localisation de la zone étudiée. S: Sarria; M: Monforte de Lemos.

schisto-quartzitique" et d'une "série arkosique"1. P. Birot et L. Sole Sabaris (1954), J.M. Brell et M. Doval (1974), J.M. Brell (1975), C. Virgili et J.M. Brell (1975) et A. Martin Serrano (1979, 1980, 1982) considèrent que ces deux dépôts se superposent et reflètent deux étapes distinctes de l'évolution géomorphologique. Par contre, certaines remarques des rapports de Promo- tora de Recursos Naturales (1977, 1978) ainsi que quelques notices des cartes géologiques laissent supposer que ces deux séries se sont déposées

simultanément. Mais, seul A. del Olmo expose nettement ce phénomène. Une étude des affleurements (C. Vergnolle 1984) nous a également permis de démontrer que ces deux dépôts étaient synchrones et que le colmatage s'est effectué en une seule étape. Cette interprétation est confirmée par des observations de surface plus complètes ainsi que par l'examen de sondages électriques2 et de descriptions de carottes obtenues par forages3. Ces nouvelles données

Les études sur le remplissage sédimentaire de ces bassins sont les suivantes: G. Schulz (1834), P. Birot et L. Sole Sabaris (1954), J.M. Brell et M. Doval (1974), J.M. Brell (1975), C. Virgili et J.M. Brell (1975), Promotora de Recursos Naturales (1977, 1978),

I.G.M.E. (1979, 1980, 1981), A.Martin Serrano (1979, 1980, 1982), A. del Olmo. Les sondages électriques ont été réalisés par l'Instituto Geolôgico y Minero de Espana dans le cadre du "Proyecto de exploraciôn de lignito en la region gallega" ( 1 979, 1980,

1981).

Les forages ont été effectués par la société Promotora de Recursos Naturales. Je la remercie d'avoir accepté de m'en communiquer les résultats.

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1[ a 3I | a b I6 0 b c I f\ c 2I d / a •I e b I f 4l_ I c g h 0 2 4X0!

Fig. 5. Schéftia géologique du socle (d'après les cartes géologiques au 1/50 000 et au I 200 000) et* répartition des principaux faciès étudiés. 1. Socle: a. Massifs de roches plutoniques; b. Schistes précambriens et paleozoïques; c. Quartzites paleozoïques. - 2. Failles: a. Faille notée sur les cartes géologiques ; b. Faille supposée. - 3. Dépôts tertiaires : a. limites des dépôts; b. Faciès de cônes de déjection; c. Faciès d'intercônes; d. Arkose; e. Argile; f. Dalle carbonatée; g. Conglomérats sommitaux; h. Dépôts non étudiés. - 4. Tracé des coupes et

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permettent en outre de préciser la géométrie des grabens et de leur remplissage, et d'avancer une hypothèse sur la morphogenèse fini-tertiaire de cette région.

I) Géométrie des grabens.

II) Les failles bordières (Fig. 2).

Il est difficile d'en faire une étude précise du fait du mauvais état de conservation des quelques miroirs observables. Il est cependant possible d'affirmer que ce sont des failles normales dues au rejeu vertical de certains groupes de décrochements tardi-hercyniens (F. Arthaud et Ph. Matte 1975). Les plus nombreuses ont une direction NNE-SSW. Elles s'apparentent à celles de Vila Real, Chaves et Bragança. D'autres apparaissent dans le prolongement des accidents NE-SW qui fragmentent la retombée

occidentale du massif du Caurel. Ces deux familles de failles se conjuguent à une troisième de direction NW-SE.

Elles sont toutes à l'origine d'escarpements topographiquement bien individualisés, qui se calent parfois sur le contact entre les massifs de roches plutoniques et les séries métamorphiques.

12) Altitude et topographie du fond des bassins (Fig. 3, 4, 5).

Les résultats des sondages semblent indiquer que les cotes minimales se situent toujours dans la partie occidentale des grabens et qu'elles sont plus basses dans le bassin de Monforte (180 mètres au Sud, 240 au Nord) que dans celui de Sarria (295 mètres). Mais, ce qui permet de différencier chaque cuvette c'est moins l'altitude de son plancher que sa topographie.

Ainsi, le fond du bassin de Sarria (Fig. 3) se caractérise par des dénivellations brutales dues à la tectonique cassante. Une série de failles, vraisemblablement de direction NE-SW, délimite des compartiments de petite taille plus ou moins effondrés.

La base de la cuvette méridionale du bassin de Monforte (Fig. 5) a également une topographie très heurtée. Mais, celle-ci est liée à la présence d'un relief appalachien. D'épais bancs de quartzite ordovicien (armoricain) forment des barres NW-SE dominant de plusieurs dizaines de mètres d'amples sillons (quelques kilomètres de large) dégagés dans les schistes paléozoïques. L'altitude de ces crêtes quartzitiques est très variable. D'Ouest en Est elle croît et culmine à plus de 500 mètres dans le chaînon qui partage en deux le bassin de Monforte. Le long d'une même barre, s'observent

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S'NW SE

3h----r--.M-.-l tnmL

a b c d e f

14 15 16Km 4|

Fig. 3. Schéma lithostratigraphique interprétatif du remplissage du bassin de Sarria (A-B). I. Socle: a. Granodiorite ; b. Granite à deux micas; c. Schistes précambriens ou paléozoïques; d. Quartzites paléozoïques. - 2. Failles. - 3. Dépôts tertiaires: a. Brèche; b. Arkose; c. Dépôts d'intercône; d. Argile; e. Carbonates ; f. Conglomérats sommitaux. - 4. Nappe alluviale quaternaire.

10 H 12 13 M 15 le 17 16 1» 20 21 22 23 24 2S 26Km a 1---1 v ir : :\ • .• I — I...I

g

Fig. 4. Schéma lithostratigraphique interprétatif du "remplissage de la cuvette septentrionale du bassin de Monforte (Cuvette de Bôveda) (C-D). 1. Socle: a. Schistes paléozoïques; b. Quartzites paléozoïques. - 2. Failles. - 3. Dépôts tertiaires : a. Brèche ; b. Conglomérats (faciès proximal des cônes de déjection); c. Sables (faciès distal des cônes de déjection); d. Dépôts d'intercônes ; e. Argile ; f. Arkose ; g. Conglomérats sommitaux. - 4. Nappe alluviale quaternaire.

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Kig. 5. Schéma lithostratigraphique interprétatif du remplissage de la cuvette méridionale du bassin de Monforte (E-F). 1. Socle: a. Granodiorite ; b. Métagrauwackes précambriens; c.Quartzites paléozoïques; d. Schistes paléozoïques. - 2. Failles. - 3. Dépôts tertiaires: a. Brèche; b. Arkose; c. Argile. - 4. Nappe alluviale quaternaire.

également des dénivellations importantes qui leur donne parfois l'aspect d'une succession de pitons.

Par contre, dans la cuvette de Bôveda, les niveaux quartzitiques devenant minces et rares, la topographie du fond prend l'aspect d'un vaste aplanissement.

13) Trois cuvettes de géométrie très différente.

Le graben de Sarria (Fig. 2 et 3) est un petit bassin très compartimenté, ouvert le long d'un faisceau de failles exploitant le contact entre des roches très variées (granodiorite, granite à deux micas, schistes et grés

précambriens). Les reliefs qui l'entourent sont également très fracturés et sont nettement plus élevés à l'Est qu'à l'Ouest.

Au contraire, la cuvette de Bôveda (Fig. 2 et 4) est ample et peu accidentée. Tous les escarpements qui la limitent sont taillés dans les schistes paléozoïques. Les plus orientaux sont hauts de plusieurs centaines de mètres et longs de quelques kilomètres, tandis que les autres sont moins élevés et plus courts.

Enfin, la cuvette méridionale du bassin de Monforte (Fig. 2 et 5) se caractérise avant tout par la topographie irrégulière de son fond et par la présence d'angles très marqués. Elle est bordée par des escarpements peu élevés recoupant un relief appalachien ou s'appuyant sur un massif grano- dioritique.

La géométrie particulière de chacune de ces cuvettes est intervenue comme facteur de diversification au cours des différentes étapes du

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REMPLISSAGE SEDIMENTAIRE DES BASSINS DE SARRIA ET DE MONFORTE 337 2) Le remplissage sédimentaire comprend deux mégaséquences

concordantes.

L'ensemble du remplissage sédimentaire ne peut être étudié avec la même précision, car la partie supérieure est observable sur des coupes tandis que la base n'est connue que par les sondages électriques et mécaniques. Aussi, afin d'uniformiser les données, la description détaillée des

affleurements, qui avait fait l'objet d'un précédent article (C. Vergnolle 1984), n'est pas reprise.

21) La mégaséquence inférieure: une série positive.

Le caractère positif de cette série s'observe aussi bien dans les dépôts de bordure que dans ceux du centre des cuvettes.

211) Les dépôts de bordure.

Les cônes de déjection édifiés au pied des massifs de roches

métamorphiques (Fig. 2 et 4) se rétractent nettement au cours du temps. Ce phénomène est particulièrement bien enregistré par l'évolution verticale des dépôts distaux. En effet, le socle légèrement rubéfié y est recouvert par un ensemble détritique rougeâtre épais de plusieurs dizaines de mètres. Des bancs de sables à galets flottants ou lentilles graveleuses alternent avec des lits argilo-limoneux à passées sableuses. A l'intérieur de chacun de ces niveaux, un faible pourcentage de fragments de roches plutoniques se mêlent aux matériaux arrachés aux reliefs voisins. Quelque soit leur provenance, ces éléments sont mal émoussés, voir anguleux s'ils reposent directement sur le socle. Verticalement, cet ensemble passe progressivement mais rapidement à un autre aux caractères détritiques moins affirmés. Les niveaux grossiers, verts à taches rougeâtres, sont beaucoup moins épais et contiennent un matériel plus fin. Ils sont séparés par d'importants bancs d'argile compacte verdâtre ou versicolore. Ce changement dans l'organisation sédimentaire s'accompagne de l'apparition d'indurations carbonatées et de la diminution nette de la part de l'illite et de la kaolinite au profit des smectites.

Une évolution similaire s'observe dans les dépôts d'intercônes (Fig. 2, 3 et 4) ourlant les escarpements schisteux. La série débute par un épais banc bréchique localement cimenté par des carbonates. Il fait brutalement place à un ensemble sablo-limoneux rougeâtre contenant des lentilles congloméra- tiques éparses. Ce dernier est lui même surmonté par un niveau colluvion- naire constitué d'un empilement régulier de fragments arrachés aux versants les plus proches. Une dalle dolomitique d'une centaine de mètres de diamètre

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et d'un à deux mètres d'épaisseur se développe parfois à l'aval de ces colluvions. Il semble que son existence soit conditionnée par la proximité d'un angle de faille.

Dans l'épaisse et monotone série arkosique déposée au pied des massifs de roches plutoniques (Fig. 2 et 5), des variations verticales semblables apparaissent également, quoique moins nettement. En effet, le socle

légèrement altéré est tapissé par une épaisse accumulation bréchique rougeâtre que cimentent partiellement les carbonates. Plusieurs centaines de mètres d'arko- se la recouvrent. Leur partie inférieure est constituée de niveaux sableux à minces intercalations de matériel plus fin. Les premiers sont des bancs massifs de sables grossiers mal classés et d'émoussé variable, emballés dans une matrice généralement verte et riche en smectites. Les seconds sont des lits limoneux de couleur verdâtre, rougeâtre ou encore noirâtre. Ces derniers prennent parfois l'aspect de poches profondes de quelques décimètres et longues de plusieurs mètres. Dans ce cas, les diaclases du banc sur lequel elles reposent sont indurées par des carbonates. Vers le haut de la série, la taille du matériel grossier diminue légèrement tandis que parallèlement les niveaux fins deviennent plus épais, plus argileux et plus uniformément verdâtres.

212) Les dépôts du centre des cuvettes.

Les dépôts du centre des bassins reflètent l'évolution de la sédimenta-, tion le long des reliefs bordiers (Fig. 3, 4, et 5). Ainsi, a» dessus d'une couche bréchique ou colluvionnaire apparaissent successivement des bancs sablo- graveleux puis une épaisse accumulation d'argile compacte riche en smectites et dans laquelle les concentrations carbonatées augmentent vers le haut. Mais au-delà de ces points communs, d'une cuvette à l'autre ces deux derniers ensembles ont des aspects très différents.

Dans la partie méridionale du bassin de Monforte (Fig. 5), des bancs verdâtres de sables feldspathiques font progressivement place à une

alternance de minces lits argileux verts, rouges ou blanchâtres. Mais, suivant les endroits ces deux niveaux ont une épaisseur très variable, car la disposition des barres quartzitiques a gêné la propagation régulière des apports grossiers.

Au contraire, dans la cuvette septentrionale de ce même graben (Fig. 4), les matériaux provenant des reliefs bordiers (massifs de roches

métamorphiques ou plutoniques) se répandent sans obstacle sur le fond du bassin. A proximité de ce dernier ils s'organisent en bancs peu épais de sables ou de limons emballés dans une matrice argileuse rouge à taches vertes. Au dessus,

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REMPLISSAGE SEDIMENTA1RE DES BASSINS DE SARRIA ET DE MONFORTE 339 s'individualise un ensemble de minces niveaux argileux alternativement rouges et verts, contenant des carbonates dispersés.

Enfin, dans le centre du bassin de Sarria (Fig. 3), la base des dépôts correspond à un mélange de matériaux arrachés aux différents

compartiment. Leur organisation sédimentaire est semblable à celle des faciès d'intercônes précédemment décrits. Ils sont recouverts par plusieurs dizaines de mètres d'argile rouge à carbonates dispersés pouvant donner lieu à des indurations. Dans le Nord-Ouest du graben, la conjonction de cette teneur élevée et de la disposition des blocs a permis la formation d'un encroûtement épais d'une vingtaine de mètres et long d'environ deux kilomètres. Celui-ci débute par un niveau argilo-limoneux rougeâtre ou verdâtre riche en nodules et contenant de Fillite, des smectites et de la sépiolite. Il se transforme progressivement en un épais banc dolomitique à attapulgite, dans lequel s'observant des ébauches de colonnes et des reliques d'argile rouge ou verte. Cette dalle se termine par un encroûtement en feuillets, entre lesquels s'intercalent des passées argileuses verdâtres.

22) La mégaséquence supérieure: une série négative.

De cette série, il ne reste que des vestiges dispersés car elle a été très exposée à l'érosion quaternaire. Malgré cela, il est possible d'affirmer qu'elle est constituée de la superposition de trois ensembles (Fig. 3, 4 et 5) dont le caractère grossier augmente vers le haut.

Au dessus du niveau de maximum de concentrations carbonatées qui couronne la mégaséquence inférieure apparaît un ensemble d'argiles versi- colores dont l'épaisseur est très variable. Du bas en haut de celui-ci les concrétions carbonatées disparaissent progressivement et la part des

smectites diminue au profit de celle de Fillite et de la kaolinite. Parallèlement, les lentilles de matériel grossier (arkose ou fragments de roches

métamorphiques) sont de plus en plus fréquentes.

Puis, ce niveau argileux fait lui-même progressivement place à un ensemble aux caractères nettement détritiques. En effet, toute la superficie des bassins est envahie de matériaux grossiers provenant soit des reliefs schisto-quartzitiques soit des massifs de roches plutoniques. Les cônes de déjection précédemment édifiés au pied des escarpements schisteux sont toujours actifs. Ils fournissent des galets et des petits blocs de schiste et quartzite mal émoussés. Ceux-ci sont emballés dans une matrice argilo- sableuse contenant de Fillite et de la kaolinite en proportions souvent voisines. Mais, quelque soit leur taille, ces éléments ne se répandent pas très loin vers le centre des bassins. Aussi, dans le cas de vastes cuvettes, telles celles de Monforte, les apports arkosiques deviennent prédominants. Ils se

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présentent sous l'aspect d'une alternance de lits décimétriques de limons verdâtres et d'épais bancs massifs de sables grossiers emballés dans une matrice peu abondante d'argile illitique verte. Les caractéristiques de ces arkoses varient peu qu'elles se situent près des zones d'apport ou qu'elles buttent contre les escarpements les plus orientaux, où les colluvions et brèches d'intercônes sont parfois inexistantes (Fig. 2 et 4).

Le troisième ensemble, qui ne s'observe qu'à la périphérie des bassins, scelle le remplissage (Fig. 2, 3 et 4). C'est une mince couche conglomératique de galets et gros blocs de quartz et quartzite souvent bien émoussés. Elle repose à la fois sur les dépôts antérieurs et sur des croupes aplanies taillées dans le socle. Elle n'apparaît que le long des escarpements schisteux orientaux et dans des secteurs très localisés qui ne correspondent pas toujours à la racine d'un cône de déjection.

23) Les déformations tectoniques.

Les deux mégaséquences qui colmatent les bassins sont concordantes, puisque le passage de l'une à l'autre se fait progressivement sans discordance angulaire ni de ravinement. De même, à l'intérieur de chacune d'elles, aucune inconformité ne s'observe entre les différents niveaux.

Cependant, le remplissage n'est pas exempt de toutes déformations. En effet, les sédiments déposés au pied des escarpements bordiers sont parfois affectés par de petites failles normales obliques à rejet décimétrique et dont la direction est parallèle à celle du grand accident le plus proche. Enfin, dans le centre de la cuvette méridionale du bassin de Monforte, l'ensemble du remplissage est basculé de quelques degrés vers l'Ouest - Sud-Ouest. Il en est peut-être de même dans celles de Bôveda et de Sarria. Mais, les

affleurements sont trop réduits et les sondages trop distants pour qu'un pendage aussi faible puisse être décelé.

3) Interprétation: évolution géomorphologiquè régionale.

31) L'ouverture des grabens et ses conséquences morphologiques.

La région étudiée a été affectée par des mouvements distensifs. Ils ont provoqué l'ouverture des grabens et créé, ou accentué, l'importante

dissymétrie des reliefs qui les bordent.

Ces déformations sont très certainement liées au soulèvement qu'a connu la Cordillère Cantabrique au cours du Tertiaire. En effet, dans sa partie occidentale celle-ci s'infléchit vers le Sud-Ouest et se décompose en une succession de massifs dont le Caurel est le dernier (Fig. 1). Cette grande

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REMPLISSAGE SED1MENTAIRE DES BASSINS DE SARRIA ET DE MONFORTE 341 morphostructure du Nord-Ouest de la Péninsule Ibérique se termine donc brutalement à l'endroit précis où apparaissent les premiers affleurements de roches plutoniques de la Galice cristalline. Ainsi, entre cette cordillère mobile et ce pluton qui l'est beaucoup moins, est née une charnière calée sur un contact lithologique et le long de laquelle se sont ouverts des grabens. Pour cela, les décrochements tardi-hercyniens ont rejoués en failles

normales. Le rejeu de ces derniers a été particulièrement intense dans la région de Sarria, peut être car c'est à proximité de celle-ci que s'effectue l'inflexion de la Cordillère Cantabrique.

Ces déformations ont entraîné la dislocation d'un relief peu accidenté. En effet, la morphologie des croupes sommitales des reliefs bordiers ainsi que celle du fond des bassins laisse supposer qu'il s'agissait d'une vaste surface dominée par des inselbergs allongés correspondant à l'affleurement d'épais bancs de quartzite. Cet aplanissement était recouvert d'un manteau d'altération rougeâtre peu épais (un à trois mètres) et peu évolué. En dénivelant cette surface, les mouvements tectoniques ont entrainé

l'apparition de cuvettes endoréiques alimentées par des bassin-versants peu étendus. 32) Au cours du remplissage le contexte morphogénétique s'est modifié. 321) La mégaséquence inférieure reflète une atténuation progressive des phénomènes rhexistasiques d'origine tectonique.

Les épais dépôts bréchiques accumulés sur le fond des bassins et surtout au pied des escarpements sont les témoins du premier stade de l'ouverture, durant lequel seules les lèvres des failles actives sont érodées.

Puis rapidement, l'érosion s'attaque à l'ensemble des reliefs bordiers. Suivant la nature des affleurements les caractères des matériaux qui en proviennent varient. Les massifs de roches plutoniques fournissent une grande quantité d'arène transportée par des écoulements peu compétents et peu concentrés. Sur les reliefs schisteux, davantage soulevés, l'érosion décape le manteau d'altération mais attaque aussi la roche saine qui se débite en fragments de grande taille. Ceux-ci, sont parfois collectés par des écoulements torrentiels dont la compétence diminue rapidement vers l'aval. Ces différents apports convergent tous vers le centre des cuvettes où ils se mélangent dans un milieu confiné peu profond.

Mais, avec la poursuite de l'approfondissement des bassins l'apport détritique diminue nettement, ce qui indique un démantèlement moins intense des reliefs. Ce phénomène ne peut être attribué à une modification du contexte climatique car l'ensemble de cette mégaséquence a les caractères d'un dépôt de milieu à saisons sèches marquées. En effet, quelque soit leur

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position stratigraphique, les apports grossiers (et en particulier ceux des cônes et intercônes) présentent des caractéristiques généralement considérées comme typiques des milieux arides. Mais l'existence d'une sécheresse saisonnière est surtout attestée par la présence d'indurations carbonatées probablement d'origine palustre ou pédologique. Leur présence

intermittente, à la base et au toit de la série, est à mettre en relation avec la variation du volume des apports grossiers plus qu'avec d'éventuelles fluctuations climatiques. Enfin, l'importance que ces encroûtements prennent dans le bassin de Sarria est liée à la présence de nombreuses passées dolomitiques dans les reliefs bordiers. Le retour à une stabilité des versants ne peut donc être due qu'à une atténuation du déséquilibre provoqué par les premières secousses. Il n'est cependant pas exclu qu'un relentissement dans le rythme des déformations ait accentué ce processus.

Le caractère positif de la mégaséquence inférieure témoigne donc de la modération progressive des phénomènes rhexistasiques d'origine tectonique, dans un contexte climatique à aridité saisonnière marquée.

322) La mégaséquence supérieure reflète un changement climatique suivi de l'arrêt des déformations.

La base de cette série indique une reprise progressive de l'érosion. Celle- ci ne peut être d'origine tectonique car il n'existe aucune discordance entre les deux mégaséquences. Seul un changement climatique permet d'expliquer les caractères de ces nouveaux dépôts. En effet, l'abondance croissante du matériel grossier peut résulter d'une recrudescence des précipitations.

Intervenant après une période d'aridité, elles attaquent un socle peu protégé par la végétation. Elles ont donc une capacité érosive élevée même si elles ne sont ni très abondantes ni très violentes. Dans de telles conditions, les roches plutoniques se désagrègent facilement. L'arène ainsi fournie peut être transportée sur de grandes distances même par des écoulements peu compétents, d'autant plus que les barres quartzitiques déjà partiellement enfouies ne constituent plus des obstacles importants. Ceci permet

d'expliquer la prépondérance relative des apports de sables feldspathiques. Mais, cette modification du contexte morphoclimatique ne rend que partiellement compte de l'évolution verticale de ces dépôts et en particulier de l'apparition des épandages conglomératiques qui scellent le remplissage. Certes ceux-ci résultent d'écoulements concentrés très compétents dont la charge grossière est peu abondante, caractères qui témoignent d'une bonne alimentation en eau et de la présence d'un couvert végétal relativement fermé. Cependant, pour expliquer la faible épaisseur de ces dépôts ainsi que leur situation stratigraphique et topographique il faut faire intervenir un

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REMPLISSAGE SEDIMENTAIRE DES BASSINS DE SARRIA ET DE MONFORTE 343 changement dans l'intensité des mouvements tectoniques : en même temps qu'ils marquent la fin du colmatage, ces placages alluviaux indiquent l'arrêt de l'approfondissement des bassins. Ce retour à une certaine stabilité tectonique entraîne un changement dans le tracé du réseau hydrographique. Celui-ci ne s'adapte plus aux déformations en cours, mais s'organise en fonction des volumes précédemment mis en place. Les torrents prennent tous leur source dans les massifs les plus soulevés, notamment dans le Caurel, et se dirigent vers l'Ouest. Bien qu'il ne reste que des vestiges de leur parcours amont, il est possible d'imaginer qu'au débouché des vallées montagnardes leurs eaux et les matériaux fins qu'ils charrient s'étalent sur la surface des bassins et même au-delà sur Faplanissement occidental (qui apparaît donc comme une surface polygénique). Par ces caractères ce nouveau réseau hydrographique préfigure les rivières quaternaires et actuelles. Et, toutes ces raisons permettent de supposer que ces dépôts datent du Pliocène.

Le caractère négatif de la mégaséquence supérieure est donc dû, dans un premier temps à une modification du contexte morphoclimatique, puis à l'interaction de celle-ci avec un retour à une plus grande stabilité tectonique. Cette évolution climatique peut avoir une origine zonale ou locale. Elle est certainement liée à une transformation du climat à l'échelle du Nord de la Péninsule Ibérique, mais du fait que ces dépôts ne sont pas datés précisément il n'est pas possible de préciser davantage. Par contre, il est très probable que ce changement ait été accentué par les conditions locales. Actuellement, les perturbations venues de l'Ouest buttent contre le massif du Caurel qui joue un rôle de barrière climatique entre la Galice humide et le Leôn au climat castillan. Ce phénomène est lié à l'importante et brutale dénivellation qui sépare les plateaux galiciens des sommets du Caurel (environ mille mètres en une vingtaine de kilomètres). Pour cette raison, cet effet de barrière a pu naître parallèlement à l'individualisation de ce relief contrasté.

4) Conclusion.

A la fin de l'ère tertiaire, la Galice orientale a donc été affectée par d'importants mouvements tectoniques et par une évolution climatique vers des milieux à saisons sèches moins marquées. L'interaction de ces deux phénomènes a présidé à la succession de deux systèmes morphogénétiques différents. Le premier est conditionné par les déformations en cours et a progressivement évolué en fonction de la transformation du climat. Il présente une grande variété de faciès liée à la géométrie particulière de chaque graben. Le second est adapté aux volumes mis en place par les mouvements tectoniques et à une ambiance plus humide.

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Les déformations les plus importantes ont eu lieu avant la fin du remplissage considérée comme Pliocène. A l'aube du quaternaire,

l'organisation actuelle du relief était donc en place — du moins dans ses grandes lignes — et le Caurel jouait déjà le rôle de barrière orographique.

BIBLIOGRAPHIE

Arthaud, F. et Matte, Ph. (1975). Les décrochements tardi-hercyniens du Sud-Ouest de l'Europe. Géométrie et essai de reconstitution des

conditions de déformation. Tectonophysics, 25, p. 139-171.

Birot, P. et Sole Sabaris, L. (1954). Recherches morphologiques dans le Nord-Ouest de la Péninsule Ibérique. Mem. et Doc. du CNRS, T. IV, p.9- 61.

Brell, J.M. (1975). Aplicaciôn de las correlaciones al estudio del terciario continental. Trabajos de congresos y reuniones. Primeros-y segundos ciclos de correlaciones estratigrâficas, I.N.I.-ADARO, Série 7, N° 2,

p.123-130. î

Brell, J.M. et Doval, M. (1974). Un ejemplo de correlaciôn litoestratigrâ- fica aplicado a las cuencas terciarias del N.W. de la Peninsula. Est.iGeol., Vol. XXX, p.63 1-638.

Capdevila, R. (1969). Le métamorphisme régional progressif et les gf-anites dans le segment hercynien de Galice nord-orientale (Nord-Ouest de l'Espagne). Thèse Univ. Montpellier, 430 p.

Espinosa Godoy, J. et Rey DE LA Rosa, J. (1983). Caracterizaciones geolôgicas de las cuencas terciarias gallegas e interés econômico. Tecni- terrae, N° 52, p.58-70.

Goudie, A. S. (1983). Chemical Sediments and Geomorphology, Londres, 439 p.

Herail, G. (1983). Géomorphologie et gîtologie de l'or détritique. Piémonts et bassins intramontagneux du Nord-Ouest de l'Espagne (Monts de Léon, Bierzo). Thèse Univ. Toulouse. 506. p.

Ibergesa, (1978). Informe de los minérales arcillosos de las cuencas de Monforte, Sarria, Meira, Chantada, Pâramo, Visantona (Galicia). Inéd. 21p.

I.G.M.E., (1979, 1980, 1981). Proyecto de exploraciôn de lignito en la region Gallega. Inéd.

Lucas, J., Nonn, H. et Paquet, H. (1963). Présence de niveaux à sépiolite et attapulgite dans les sédiments tertiaires de Galice (Espagne). Bull. Serv. Géol. Alsace et Lor., 26, p.227-232.

(17)

REMPLISSAGE SEDIMENTAIRE DES BASSINS DE SARRIA ET DE MONFORTE 345 Matte, Ph. (1968). La structure de la virgation hercynienne de Galice

(Espagne). Trav. Lab. Géol. Univ. Grenoble, T. 44, p. 153-281.

Martin Serrano, A. (1979). El conocimiento del lignito y del terciario en Galicia. Exposiciôn y critica. Tecniterrae, N°31, p. 1-8.

Martin Serrano, A. (1980). Nouvelles hypothèses concernant la

signification géologique du lignite de Galice (Nord-Ouest de l'Espagne). Industries Minérales, Les Techniques, Juin, p. 249-258.

Martin Serrano, A. (1982). El terciario de Galicia. Significado y posiciôn cronoestratigrâfica de sus yacimientos de lignitos. Tecniterrae, N° 48,

p.19-41.

MiALL, A.D. (1984). Principles of Sedimentary Basin Analysis, Springer Verlag, New York, Berlin, Heidelberg, Tokyo, 490 p.

Nonn, H. (1966). Les régions côtières de Galice (Espagne). Etude morphologique. Thèse Univ. Strasbourg, 591 p.

Olmo, A. DEL, Estudio sedimentolôgico de la cuenca postorogénica de Monforte de Lemos. Communication personnelle d'un travail réalisé dans le cadre d'un programme de 1T.G.M.E..

Portela Viqueira, E. (1964). Datos sobre la fauna fôsil del terciario de Galicia. înéd. 3 p.

Promotora de RecursosNaturales, (1977, 1978). Informes de

exploration de los permisos de Monforte de Lemos, Pâramo, Puertomarin, Sarria, Meira, Villalba (Lugo). Inéd.

Promotora de Recursos Naturales, (1978). Campana de testification de los sondeos realizados en las cuencas terciarias de Monforte, Sarria, Pâramo, Meira, Villalba (Lugo). Inéd.

RACHOCKI, A.H. (1981). Alluvial Fans. Chischester, New York, Brisban, Toronto, 161 p.

Richard, A. et Davis, J.R. (1983). Depositional Systems. A Genetic Approach to Sedimentary Geology. Englewood Cliffs (New Jersey), 669 p.

SCHULZ, G. (1834). Description geognôstica del Reino de Galicia. Madrid, . 52 p.

Vaudour, J. (1975). Encroûtements, croûtes et carapaces calcaires dans la région de Madrid. Méditerranée. N° 2, p.39-60.

Virgili Rodon, C. et Brell Parlade, J.M. (1975). Algunas caracteris- ticas de la sedimentaciôn durante el terciario en Galicia. Bol. Real Soc. Esp. Hist. Nat., Tomo centenario, p. 5 15-523.

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DOCUMENTS CARTOGRAPHIQUES UTILISES

Mapa de lineamientos observados en las imâgenes Landsat y su relaciôn con las principales estructuras geolôgicas de la Peninsula Ibérica. (I.G.M.E.).

Mapa geolôgico de Espana, E: 1/200000. Feuille N° 8: Lugo (I.G.M.E. 1982). Feuille N° 17: Orense (I.G.M.E. 1970). Mapa geolôgico de Espana, E: 1/50000.

Feuille N° 98: Baralla (I.G.M.E. 1976). Feuille N° 124: Sarria (I.G.M.E. 1980). Feuille N° 155: Chantada (I.G.M.E. 1974).

Feuille N° 156: Monforte de Lemos (I.G.M.E. 1981). Feuille N° 188: Nogueira de Ramuin (I.G.M.E. 1974). Feuille N° 189: Puebla de Trives (I.G.M.E. 1981).

Figure

Fig.  I.  Localisation de  la zone  étudiée.  S:  Sarria;  M:  Monforte  de  Lemos.
Fig.  5.  Schéftia  géologique  du  socle  (d'après  les  cartes  géologiques  au  1/50 000  et  au  I  200 000)  et*  répartition  des  principaux  faciès  étudiés
Fig.  3.  Schéma lithostratigraphique  interprétatif du  remplissage  du bassin de  Sarria (A-B)

Références

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