Lithostratigraphie des Bassins Tertiaires du Nord-Est de la Galice (Espagne)

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Lithostratigraphie des Bassins Tertiaires du Nord-Est de

la Galice (Espagne)

Christine Vergnolle Mainar

To cite this version:

Christine Vergnolle Mainar. Lithostratigraphie des Bassins Tertiaires du Nord-Est de la Galice (Es-pagne). Mélanges de la Casa de Velázquez, Casa de Velázquez (E. de Boccard auparavant), 1984, 20, pp.371 - 392. �10.3406/casa.1984.2423�. �hal-03166125�

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Mélanges de la Casa de

Velázquez

Lithostratigraphie des Bassins Tertiaires du Nord-Est de la

Galice (Espagne)

Christine Vergnolle

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Vergnolle Christine. Lithostratigraphie des Bassins Tertiaires du Nord-Est de la Galice (Espagne). In: Mélanges de la Casa de Velázquez, tome 20, 1984. pp. 371-392;

doi : https://doi.org/10.3406/casa.1984.2423

https://www.persee.fr/doc/casa_0076-230x_1984_num_20_1_2423

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LITHOSTRATIGRAPHIE DES BASSINS TERTIAIRES DU NORD-EST DE LA GALICE (ESPAGNE)

Par Christine VERGNOLLE Membre de la section scientifique

Les bassins étudiés se situent au contact de la Galice et des Asturies (Fig. 1): ils jalonnent la rupture de pente existant entre le massif asturien, où prédominent les affleurements de schistes ou quartzites paléozoïques, et les plateaux galiciens taillés dans les roches plutoniques (granites, granodiorites) ou les séries métamorphiques précambriennes. Ces bassins sont alignés : du Nord au Sud se succèdent celui de Villalba, de Lugo, de Sarria et de Monforte. Le bassin de Villalba est une vaste dépression (160 Km2) peu profonde (l'épaisseur visible des sédiments n'excède pas 100 m). Ses limites sont peu nettes. Certaines s'appuient sur les massifs schisteux paléozoïques ou précambriens, d'autres sur les affleurements de roches plutoniques. Plus au Sud, la cuvette de Lugo présente les mêmes caractéristiques. Au contraire, le bassin de Sarria est très étroit (9 Km2) et profond (l'épaisseur visible des sédiments est d'environ 300 m). Il est limité par deux escarpements, l'un à l'Ouest, l'autre à l'Est. Le premier suit le contact entre les schistes précambriens de la série de Villalba et les granites à deux micas ou les granodiorites tardives ; le second est taillé dans les schistes et quartzites du Paléozoïque ou du Précambrien. Enfin, le bassin de Monforte est une dépression vaste (150 Km2) et profonde (l'épaisseur visible des sédiments dépasse 400 m). Il se décompose en deux cuvettes communiquant aisément entre elles. Sa bordure occidentale correspond à un escarpement calé sur le contact entre les roches métamorphiques paléozoïques et les granites porphyroïdes à biotite. Ses limites Est, Sud et Nord tranchent des séries variées: métagrauwackes du Précambrien, schistes ou quartzites de l'Ordovicien et du Silurien.

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372 CHRISTINE VERGNOLLE

OCEAN ATLANTIQUE

Fig. l. Carte géologique de l'Est du massif galicien (d'après Ph. Matte, 1968) et répartition des dépôts étudiés. 1: Granite; 2: Précambrien; 3: Cambrien inférieur et moyen; 4: Cambro- Trémadoc et Arénig; 5: Ordovicien supérieur et Silurien; 6: Stéphanien; 7: Dépôts tertiaires étudiés : A : Bassin de Villalba ; B : Bassin de Lugo ; C : Bassin de Sarria ; D : Bassin de Monforte.

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LES BASSINS TERTIAIRES DU N.E. DE LA GALICE 373 Cet alignement de bassins recoupe les structures héritées de l'orogénie hercynienne (Fig. 1): les plus septentrionaux appartiennent à la "zone de Galice moyenne" et les plus méridionaux à la "zone de Galice occidentale" (Ph. Matte, 1968). Ce sont des bassins d'effondrement géomorphologique- ment bien individualisés, dans lesquels sont conservés plusieurs centaines de mètres de sédiments. Ceux-ci ne sont pas datés avec précision, car jusqu'à présent aucun fossile n'y a été découvert. Cependant, la plupart des auteurs s'accorde pour les considérer comme fini-tertiaires. Nous n'avons pas de données nouvelles pour discuter de la datation de ces dépôts, mais l'étude de la lithostratigraphie et de la géométrie du remplissage permet d'avancer quelques hypothèses sur l'évolution géomorphologique de ces grabens et des

reliefs qui les entourent.

I) Stratigraphie générale des bassins de Galice nord-orientale.

Plusieurs auteurs ont étudié le remplissage sédimentaire des bassins de Galice nord-orientale: 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), A. Martin Serrano (1979, 1980, 1982), J. Espinosa Godoy et J. Rey de la Rosa (1983). Ils mentionnent tous l'existence de deux types de dépôts. En effet, la composition minéralogique et pétrographique du matériel permet de différencier deux séries dont la répartition n'est pas identique (Fig. 13): l'une d'elles, baptisée "série schisto-quartzitique", borde les escarpements schisteux, l'autre, nommée "série arkosique" par différents auteurs, affleure dans le centre des bassins et le long des massifs de roches plutoniques. 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) ont étudié les modalités du remplissage de ces bassins. Pour eux, ces deux séries se superposent et correspondent à deux épisodes successifs du colmatage. Mais, les observations de coupes et les analyses des sédiments ne confirment pas cette interprétation. Par ailleurs, la prospection de terrain a permis de constater que le remplissage sédimentaire était scellé par un troisième type de dépôt : les épandages de matériel quartzitique.

I 1) Critères de différenciation de la série schisto-quartzitique et de la série arkosique.

III) La composition pétrographique et minéralogique du matériel.

Elle permet de connaître la provenance des matériaux et de caractériser le milieu de dépôt. C'est le principal critère de différenciation.

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1111) La composition pétrographique et minéralogique de la fraction grossière.

Dans la série schisto-quartzitique, la population des gros galets et des blocs est composée de quartzites et plus rarement de quartz, tandis que celle des graviers et petits galets comprend surtout des schistes. Cette composition pétrographique reflète la lithologie des versants dominant les zones de dépôt. Dans la série arkosique, les blocs sont toujours des quartzites. Au contraire, les galets et graviers sont soit des fragments de roches plutoniques, soit des quartzites ou des quartz.

1112) La composition pétrographique et minéralogique de la fraction légère

des sables grossiers (Fig. 2).

La fraction légère des sables grossiers de la série schisto-quartzitique comprend une forte proportion de débris de schistes ou de quartzites, une part variable de grains de quartz et un pourcentage très faible de cristaux de feldspath. Ces derniers sont de l'orthose. Ils sont toujours de petite taille et ne sont jamais imbriqués avec des cristaux de quartz. Ils proviennent vraisemblablement des affleurements de quartzites feldspathiques cambriens (série de Candana) ou de métagrauwackes précambriens.

Dans la série arkosique, la fraction légère des sables grossiers est presque exclusivement constituée de grains de quartz et de feldspath (ou polyminéraux associant quartz et feldspath) en proportion variable. La part des débris de roches métamorphiques est très faible, voir nulle. Les feldspaths sont des cristaux d'orthose de grande taille, souvent étroitement imbriqués avec des cristaux de quartz. Ces orthoses ou ces grains polyminéraux proviennent des massifs de roches plutoniques.

1113) La composition minéralogique de la fraction argileuse (Fig. 3). Le cortège des minéraux argileux de la série schisto-quartzitique se caractérise par un mélange d'illite et de kaolinite en proportions voisines. Ces deux minéraux sont parfois accompagnés d'une faible quantité de smectite (ou interstratifiés smectite-vermiculite).

L'association des minéraux argileux de la série arkosique varie suivant la granulométrie des dépôts : la smectite (ou interstratifiés smectite-vermiculite) est le minéral principal des bancs argileux, alors que dans ceux de sables, galets ou blocs elle est associée à un pourcentage variable d'illite et de kaolinite. De plus, dans certains niveaux du bassin de Sarria, Lucas et Al. (1963) ont identifié de l'attapulgite et de la sépiolite.

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Quart!

Série schisto-quartzitique •

Série arkosique •

Mélange des deux séries a

Fig. 2. Composition de la fraction légère des sables grossiers.

Série schisto-quartzitique •

Série arkosique (Bancs argileux) ■ Série arkosique (Bancs grossiers) d Fig. 3. Composition du cortège de minéraux argileux. (La proportion de chaque minéral a été évaluée à partir des premiers pics des diffractogrammes).

180 190 200 m

[X]8 Fig. 4. L'interstratification des deux séries en bordure du bassin de Monforte: la coupe de Penela. l : galets de schiste; 2: argile rouge; 3: argile verte; 4: dalle de calcaire; 5: nodule calcaire; 6: sables feldspathiques ; 7: graviers de schiste; 8: partie invisible.

SE NO

Fig. 5. Mélange des deux séries en bordure du cône de Bôveda : la coupe de Bôveda. 1 : argile rouge ; 2 : galets de quartzite ; 3 : graviers de schiste ; 4 : sables feldspathiques.

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Fig. 6. Schéma lithostratigraphique interprétatif du remplissage sédimentaire des bassins de Galice nord-orientale. 1 : Roches plutoniques; 2: Roches métamorphiques; 3: Série schisto- quartzitique; 4: Série arkosique; 5: Epandages quartzitiques sommitaux; 6: Faille.

0 1m

Fig. 7. Série schisto-quartzitique: coupe dans le faciès proximal de la formation de Bôveda. 1 : Argile rouge ; 2 : Galets et blocs de quartzite ; 3 : Galets de schiste; 4: Graviers de schiste et de quartzite.

|SJ1 g|2 g 3 04 E]5 Fig. 8. Série schisto-quartzitique: coupe dans la formation de Fuenteabuin. 1 : Argile rouge ; 2 : Galets et blocs de quartzite; 3: Galets de schiste; 4: Graviers de schiste et de quartzite; 5: Colluvions.

6m Fig. 9. Série schisto-quartzitique : coupe dans la formation d'Alto. 1 : Argile rouge ; 2 : Galets et blocs de quartzite; 3: Galets de schiste; 4: Graviers de schiste et de quartzite: 5: Colluvions.

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LES BASSINS TERTIAIRES DU N.E. DE LA GALICE 377

112) L'organisation sédimentaire.

L'étude de l'organisation sédimentaire permet de connaître dans quelles conditions hydrodynamiques se sont mis en place les matériaux des deux séries.

1121) La série schisto-quartzitique (Fig. 7, 8 et 9).

Cette série est constituée d'une épaisse accumulation de matériel fin comprenant des lentilles d'éléments grossiers.

Les niveaux fins (argile, limon, sable) sont des bancs massifs de couleur rouge orangé. Localement apparaissent des bigarures grises de déférification. Les lentilles de matériel grossier sont de taille variable: de quelques centimètres à plusieurs mètres de longueur. Les galets et blocs y sont en général disposés en vrac dans une matrice argilo-sableuse rouge contenant de nombreux graviers.

1122) La série arkosique (Fig. 10, 11 et 12).

Cette série présente deux caractéristiques : une tonalité verdâtre de la majorité des sédiments et une stratification très nette.

La granulométrie est le principal critère de distinction entre les bancs : certains sont composés de blocs ou de galets, d'autres de sables, d'autres encore d'argile. Trois critères secondaires permettent de subdiviser ces derniers en plusieurs niveaux: la couleur (vert ou rouge violacé), la composition chimique (indurations calcaires ou ferromanganiques), les figures d'origine sédimentaire (boules, feuillets), ou pédologique (prismes).

113) Interprétation.

Les matériaux de la série schisto-quartzitique proviennent exclusivement des affleurements de schiste et de quartzite. Ils ont été apportés par des rivières à chenaux anastomosés divagants, entre lesquels se produisaient des épandages boueux. Ces sédiments se sont déposés en vrac au pied même des zones d'apport, dans un milieu bien drainé à lessivage relativement intense. La série arkosique correspond, au contraire, à un mélange d'apports de régions différentes: d'une part des matériaux sableux venus du socle granitique ou granodioritique, d'autre part des éléments grossiers provenant essentiellement des massifs schisteux. Ils se sont mélangés dans un milieu confiné où s'accumulaient des solutions riches en cations. C'était vraisemblablement une plaine d'inondation dans laquelle alternaient trois

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40 m. 39

23

Fig. 10. La série arkosique : coupe dans les faciès du centre du bassin de Monforte. 1 : Sables feldspathiques ; 2 : Argile verte ; 3: Argile violacée; 4: Lit induré par du calcaire; 5: Nodule calcaire; 6: Lit d'induration ferro-manganique ; 7: Boules ; 8 : Prismes ; 9 : Feuillets.

25m. T7T I .ITT i.i.i _T7T I.I.I I.I.I ' . ' _L_L I.I.I T .171 ,1 7T

Fig. 11. La série arkosique : coupe dans le faciès d'Armea (Bassin de Sarria). 1 : Argile rouge; 2: Argile verte; 3: Dalle calcaire fortement indurée; 4: Dalle de calcaire tendre ; 5 : Nodule calcaire.

2m

IZZI

1m

Fig. 12. La série arkosique: coupe dans le faciès de Sabarey de Enriba (Bassin de Lugo). 1 : Argile verte ; 2 : Sables

feldspathiques ; 3 : Bloc de quartzite ; 4 : Galet de quartzite; 5: Galet de granite.

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LES BASSINS TERTIAIRES DU N.E. DE LA GALICE 379 processus: dépôt en vrac de matériel grossier, décantation, début de pédogenèse lors des périodes d'exhondation.

12) La série schisto-quartzitique et la série arkosique sont synchrones. Certaines remarques des rapports de Promotora de Recursos Naturales ainsi que quelques commentaires des notices de cartes géologiques laissaient supposer l'existence de ce phénomène, sans toutefois l'exposer nettement. Or, les observations de terrain et les analyses de laboratoire permettent d'affirmer que ces deux séries sont synchrones, car leurs matériaux s'interstratifient et se mélangent.

121) Les sédiments des deux séries s'interstratifient.

L'interstratification se présente de façon différente suivant les types de faciès entrant en contact. La plupart des cas de figures théoriques sont observables sur des affleurements. La figure n° 4 en donne un exemple. Elle représente la coupe située dans le village de Penela (Fig. 13), à quelques centaines de mètres de l'escarpement qui limite le Sud du bassin de Monforte. A la base visible de l'affleurement, s'observe un banc d'argile dont la couleur change latéralement : de rouge orangé vers le socle (Sud) elle devient franchement verte vers le centre du bassin (Nord). Le passage se fait en quelques dizaines de mètres, par l'apparition de nodules calcaires et de taches vertes de plus en plus grandes et fréquentes.

La partie supérieure de la coupe montre des bancs de débris schisteux à matrice sableuse rouge, inclus dans une dalle calcaire ou subissant un début d'induration.

Cette coupe permet d'affirmer que les deux séries se sont déposées en même temps: leur différence d'aspect (organisation sédimentaire, couleur...) est uniquement dû à un changement dans la nature du milieu de dépôt, lié à la situation en bordure du bassin.

122) Les sédiments des deux séries se mélangent.

Le mélange des matériaux des deux séries est certainement très fréquent, mais il n'est décelable que là où existent des niveaux sableux.

L'analyse de la fraction légère des sables grossiers permet de constater ce phénomène (Fig. 2). En effet, les dépôts, situés près de la limite entre les affleurements des deux séries, présentent un mélange de fragments du socle métamorphique et de débris de roches plutoniques.

Ce phénomène s'observe sur diverses coupes telle celle de Penela (Fig. 4) : Le niveau d'argile rouge ou verte est raviné par des chenaux de sables

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— 1 ÎTÏI3 s* _{07 0}

Fig. 13. Répartition des formations et faciès dans les bassins de Lugo, Sarria et Monforte. 1 : Limite des alluvions ; Série schisto-quartzitique : 2 : Faciès proximal et distal de la formation de Bôveda ; 3 : Faciès d'intercônes de la formation de Bôveda ; 4 : Bassin-versant de la formation de Bôveda; 5: Formation de Fuenteabuin; 6: Formation d'Alto; 7: Série schisto-quartzitique indifférenciée; Série arkosique: 8: Faciès grossier; 9: Faciès fin; 10: Dalle calcaire; 1 1 : Série schisto-quartzitique et arkosique indifférenciée; 12: Epandages quartzitiques sommitaux.

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LES BASSINS TERTIAIRES DU N.E. DE LA GALICE 381 contenant des grains de quartz, des cristaux de feldspath et des fragments de roches métamorphiques.

La coupe de la carrière de Bôveda (Fig. 5), dans le Nord-Est du bassin de Monforte (Fig. 13), permet de préciser les modalités de ce phénomène. On y observe d'épais bancs argilo-sableux contenant de petites lentilles de sables ou de graviers. Certaines d'entre elles sont- composées essentiellement de matériaux venus du socle métamorphique, tandis que d'autres contiennent une proportion importante de quartz et feldspath (ou grains polyminéraux de quartz et de feldspath). Le coin Nord-Est du bassin de Monforte était donc parcouru par des chenaux dans lesquels circulaient des matériaux provenant de régions différentes.

13) Le remplissage des bassins est scellé par un épandage de matériel

quartzitique (Fig. 6).

Ces dépôts sont conservés sur des replats qui tranchent le remplissage sédimentaire et prolongent des croupes aplanies taillées dans le socle schisteux.

Ils sont constitués de galets et de blocs de quartzite, plus rarement de quartz. Ce matériel n'est emballé dans aucune matrice, et repose donc directement sur la surface d'aplanissement.

D'un replat à l'autre, l'aspect de ces dépôts varie légèrement : certains replats sont pavés de nombreux galets moyens assez bien émoussés, d'autres sont au contraire parsemés d'énormes blocs (plus d'un mètre de longueur) bien émoussés.

Ces épandages ont donc été mis en place par des écoulements concentrés et compétents, de type torrentiel. Ces torrents avaient tous leur source dans les massifs schisteux et convergeaient vers le centre des cuvettes. Chacun d'eux avaient des caractères hydrodynamiques propres. Ils préfiguraient donc les rivières quaternaires (Fig. 13).

14) Conclusion partielle.

La figure n° 6 présente un schéma lithostratigraphique interprétatif du remplissage sédimentaire des bassins et permet d'avancer quelques hypothèses sur les modalités de leur individualisation.

Les sédiments accumulés dans les cuvettes résultent du dépôt de deux séries synchrones : l'une d'elle, la série schisto-quartzitique, a des caractères de dépôt syntectonique. En effet, au pied même des escarpements schisteux de l'Est des bassins, se sont accumulés en vrac des matériaux arrachés aux versants voisins ; l'autre, la série arkosique, affleure dans le centre des bassins

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et correspond à une plaine d'épandage où se mélangeaient les apports des massifs schisteux et ceux des affleurements de roches plutoniques. La sédimentation s'y faisait dans un milieu marécageux donc confiné.

La simultanéité du dépôt des deux séries indique que le colmatage des cuvettes s'est effectué en une seule étape. De plus, le caractère syntectonique de la série schisto-quartzitique laisse supposer que le remplissage sedimentaire est contemporain de l'individualisation des bassins.

Toutefois, au cours du temps, les modalités ont changé : les apports en provenance des massifs schisteux se sont peu à peu réduits. Ceci indique que les mouvements verticaux le long des failles bordières se sont peu à peu atténués. De surcroît, la fin du remplissage marque l'apparition d'un système morphogénétique différent, qui peut résulter de l'interaction entre une stabilité tectonique relative et un changement climatique.

Ce schéma général du remplissage des bassins peut être précisé et nuancé grâce à l'étude détaillée des deux séries.

2) La série schisto-quartzitique.

Les dépôts de cette série ont été cités par G. Schulz (1834), P. Birot et L. Sole Sabaris (1954), H. Nonn (1966), J.M. Brell et M. Doval(1974), C. Virgili et J.M. Brell (1975), Promotora de Recursos Naturales (1977, 1978), A. Martin Serrano (1979, 1980, 1982), J. Espinosa Godoy et J. Rey de la Rosa (1983). Ces différents auteurs n'en ont étudié que les caractéristiques générales. Or, la géométrie des dépôts, l'organisation sedimentaire ainsi que la morphométrie et morphoscopie du matériel permettent de distinguer trois formations : celle de Bôveda, de Fuenteabuin et d'Alto.

21) La formation de Bôveda.

Elle affleure au pied de certains escarpements schisteux (Fig. 13) et est particulièrement bien représentée le long des bordures méridionales et septentrionales du bassin de Monforte. C'est d'ailleurs près du village de Bôveda (Fig. 13) qu'elle a été définie pour la première fois par P. Birot et L. Sole Sabaris (1954).

Cette formation se caractérise par une grande variété de faciès et de formes qui permettent de reconstituer l'organisation du réseau

hydrographique.

211) Les faciès de cône de déjection. 2111) Le faciès proximal.

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LES BASSINS TERTIAIRES DU N.E. DE LA GALICE 383 Ce faciès affleure fréquemment. La coupe retenue comme exemple (Fig. 7) est située près du village de Caneda, dans le Sud du bassin de Monforte (Fig. 13).

Cet affleurement présente une alternance de minces lits argilo-sableux rouges et de niveaux conglomératiques. Ceux-ci forment des bancs, ou plus fréquemment des lentilles épaisses de plusieurs décimètres et longues de quelques mètres. Les éléments grossiers sont le plus souvent disposés en vrac. Cependant, on observe parfois des amas de matériel grossier ou au contraire des passées lenticulaires plus fines.

Le matériel grossier est composé de galets et de petits blocs emballés dans une matrice sableuse rosée peu abondante. Leur composition pétrographique est à nette prédominance de quartzites. Sans être abondants, les schistes et les quartz ne sont pas rares, surtout dans la catégorie des petits galets. Les éléments de quartzite et de quartz sont rarement bien émoussés, mais présentent toujours des arêtes nettement abattues. Par contre les schistes sont toujours bien émoussés.

Ces dépôts ont donc été mis en place par une rivière à chenaux anastomosés divagants. Celle-ci transportait une charge grossière, abondante et bien calibrée, qui était rapidement enfouie.

2112) Le faciès distal.

Il affleure rarement, car sa localisation l'a particulièrement exposé à l'érosion quaternaire. La coupe de la carrière de.Bôveda (Fig. 5 et 13) en est un des seuls bons affleurements. Par rapport au faciès proximal, s'observent des différences dans l'organisation sédimentaire et la texture des bancs.

En effet, d'épais niveaux argileux contiennent de nombreuses lentilles, de sables ou de graviers, toujours longues et très peu épaisses. Dans certaines, la proportion de matériel feldspathique est importante. Dans d'autres, au contraire, prédominent les éléments de roches métamorphiques : petits galets de quartzite assez bien émoussés emballés dans une matrice de sables et graviers schisteux.

Vers l'aval, la compétence des écoulements diminuait donc nettement. Le transport des matériaux s'y faisait dans des chenaux divagants, peu profonds. 212) Les faciès d'intercônes.

Ils sont localisés au pied même des escarpements schisteux (Fig. 13). La figure n° 4 en donne un exemple.

Ces dépôts sont caractérisés par d'épais bancs de galets séparés par de minces lits argileux. Les galets sont disposés à plat et forment un ensemble compact dans lequel la matrice argilo-sableuse rouge est peu abondante.

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La majorité des galets sont des schistes. En un pourcentage plus réduit, se rencontrent des quartz et des quartzites. Les premiers sont un peu emoussés et les seconds sont anguleux.

Ce sont les caractéristiques de matériaux arrachés aux versants les plus proches et transportés par un ruissellement superficiel.

213) Les formes de relief associées à cette formation.

La forme même des cônes au pied des escarpements est très disséquée. Cependant, il en subsiste parfois suffisamment de lambeaux pour qu'elle puisse être reconstituée : ce sont des cônes épais (plus de 200 m) et peu étalés (quelques kilomètres).

Par contre, les formes d'enracinement façonnées dans le socle sont souvent bien conservées. Ainsi, une surface faiblement inclinée et peu accidentée se développe à l'amont du cône. Dans sa partie aval, elle est parsemée de minces placages alluviaux, et est reliée aux dépôts du cône par un couloir étroit mais peu encaissé, l'apex. La partie amont de cette surface se raccorde doucement à un amphithéâtre de sierras peu élevées, aux formes très douces (Fig. 13).

Des cônes bien structurés se sont donc élaborés au débouché de quelques vallées peu incisées, drainant un bassin-versant peu étendu. Entre celles-ci, peut-être à la sortie de petites vallées secondaires, des matériaux d'origine locale se sont accumulés.

22) La formation de Fuenteabuin.

Cette formation fossilise les escarpements schisteux limitant l'Est des bassins de Monforte et de Sarria (Fig. 13). C'est dans ce dernier qu'elle a été étudiée par P. Birot et L. Sole Sabaris (1954), J. Lucas et Al. (1963), puis par J. M . Brell et M . Doval ( 1 974), C. Virgili et J. M. Brell ( 1 975) qui l'ont baptisée "miembro de Fuenteabuin".

Dans cette formation, les coupes sont nombreuses et permettent d'observer les variations de faciès dans l'espace et dans le temps.

221) Le faciès de la partie amont.

La coupe (Fig. 8) située dans le village de Lama (Fig. 13) permet de le caractériser. C'est une épaisse accumulation de matériaux fins rouge foncé,

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LES BASSINS TERTIAIRES DU N.E. DE LA GALICE 385 Les niveaux fins contiennent une forte proportion de sables, essentiellement composés de débris de schiste et de quartzite.

Les lentilles de matériaux grossiers sont constitués d'éléments de schiste et de quartzite, emballés dans une matrice peu abondante d'argile rouge à graviers. Les quartzites, généralement assez bien émoussés, sont des galets et plus rarement des petits blocs. Lorsque les quartz existent, ils ont les mêmes caractéristiques. Par contre, les éléments schisteux sont souvent de petite taille et nettement émoussés. L'exemple choisi montre que certaines lentilles sont constituées de quartzites disposés en vrac, tandis que d'autres sont composées d'un empilement régulier de schistes. Mais d'autres coupes indiquent que les deux types de matériaux peuvent coexister. Dans ce cas, les quartzites se regroupent en amas de petite taille.

Des matériaux arrachés aux versants voisins ont donc été mis en place par une alternance d'épandage boueux et de ruissellement concentré intermittent. Par ailleurs, ■ la multiplicité des affleurements permet de constater que ce faciès est omniprésent tout au long des escarpements orientaux, sans la moindre variation latérale (Fig. 13).

222) Le faciès de la partie aval.

C'est une épaisse accumulation de matériaux fins de couleur rouge, sans aucune figure sédimentaire. Ils sont essentiellement constitués d'argile et de limons, les sables ne représentant qu'une part très faible. Ces derniers sont des quartz généralement bien émoussés. Une faible proportion de grains issus des

massifs de roches plutoniques apparaît dans les parties les plus aval.

Vers le centre des cuvettes, la compétence des écoulements baissait donc nettement. Le transport des matériaux s'y faisait surtout sous forme de coulées boueuses.

223) Les variations verticales.

Les lentilles grossières sont nombreuses à la base de cette formation, mais deviennent de plus en plus rares vers le sommet, où elles disparaissent. 224) Interprétation.

Le long de l'escarpement qui borde l'Est des bassins de Monforte et de Sarria, il n'y a donc pas de cônes de déjection bien structurés, mais une accumulation de matériaux de provenance locale, transportés par un réseau hydrographique mal organisé. D'importants mouvements verticaux le long des failles bordières, et l'absence de bassin-versants peuvent expliquer ce phénomène.

(18)

23) La formation d'Alto.

Elle se rencontre le long de la bordure Est des bassins de Lugo et de Villalba.

231) Description des affleurements.

La figure n° 9 représente un des affleurements situés à proximité du village d'Alto, dans le bassin de Lugo (Fig. 13).

Cette formation se caractérise par une épaisse accumulation d'argile rouge contenant de grosses lentilles de matériel grossier. Certaines, épaisses et courtes, sont composées de petits galets de schiste bien émoussés, empilés sur leur plus grande face. D'autres, plus allongées, correspondent à un conglomérat de gros galets et de blocs de quartzite (et plus rarement de quartz) bien émoussés, disposés en vrac et emballés dans une matrice argilo-sableuse rouge, très abondante.

Cette formation a été mise en place par une alternance d'épandages boueux, de ruissellement superficiel et d'écoulements fluvio-torrentiels divagants.

La rareté des coupes ne permet pas de cerner avec précision les variations latérales de cette formation. Cependant, il semble impossible de reconstituer la géométrie d'un cône de déjection. Ces dépôts s'apparentent donc davantage à la formation de Fuenteabuin qu'à celle de Bôveda. En effet, ces formations semblent résulter de processus identiques, mais d'intensité différente. Ceci peut s'expliquer par une variation dans le rythme de subsidence ; les bassins de Lugo et de Villalba sont peu profonds et n'ont donc pas été le siège de mouvements verticaux intenses.

Les différentes formations de la série schisto-quartzitique sont donc conditionnées par l'ampleur des mouvements verticaux le long des failles bordières et par l'existence ou l'absence de bassin-versants collecteurs. Les dépôts de cette série sont donc le reflet de l'évolution géomorphologique des reliefs au pied desquels ils se sont accumulés.

3) La série arkosique.

(19)

LES BASSINS TERTIAIRES DU N.E. DE LA GALICE 3» / divergeantes. Plusieurs auteurs interprètent les différences de faciès comme une preuve de l'antériorité de certains dépôts (G. Schulz (1834), J.M. Brell et M. Doval (1974), J.M. Brell (1975), C. Virgili et J.M. Brell (1975)). Au contraire, A. Martin Serrano (1979, 1980 et 1982) pense qu'ils sont tous contemporains. En effet, les divers aspects de cette série peuvent s'expliquer par la géométrie des bassins et l'évolution des reliefs environnants.

31) Les sédiments d'un bassin vaste et profond : celui de Monforte(Fig. 13). La stratigraphie de ces dépôts a déjà été établie par G. Schulz (1834), P. Birot et L. Sole Sabaris (1954), J.M. Brell et M. Doval (1974), C. Virgili et J.M. Brell (1975). Tous distinguent un niveau inférieur argileux surmonté d'un autre plus sableux. Les observations de terrain incitent à nuancer cette stratigraphie.

311) Les faciès du centre du bassin.

Les coupes des briquetteries de Monforte (Fig. 13) montrent que le remplissage du centre du bassin comprend trois niveaux (Fig. 10).

La base visible est une importante accumulation de bancs argileux, dont la plupart sont épais d'au moins un mètre. Les uns sont de couleur vert foncé, les autres rouge violacé. Ils présentent des figures d'origine soit sédimentaire (feuillets, boules) soit pédologique (prismes). Ce niveau est surmonté par une alternance de bancs argileux verts épais de dix à vingt centimètres et de très minces lits indurés. Certaines de ces indurations sont blanchâtres (carbonatées), d'autres noirâtres (ferromanganiques).

Au sommet de la coupe apparaît une alternance de lits de matériaux fins et d'éléments grossiers. Les premiers sont des bancs massifs d'argile verte (plus rarement violacée), les seconds des niveaux de sables grossiers feldspathiques, enveloppés dans une matrice argileuse vert clair.

La limite entre ces trois niveaux est rapide mais progressive : il n'y a jamais de discordances ni angulaires, ni par ravinement. Les bancs qui les constituent sont d'épaisseur régulière et ne présentent pas de variations latérales.

312) Les faciès de bordure.

La coupe de Penela (Fig. 4) donne un exemple des faciès apparaissant près du socle schisto-quartzitique (Fig. 13) : la série arkosique est formée de quelques niveaux argileux, d'épais bancs de sables feldspathiques à fragments de schiste ou quartzite, et enfin d'une épaisse dalle calcaire qui n'occupe qu'une superficie restreinte.

(20)

388 CHRISTINE VERGNOLLE 313) Interprétation.

Les dépôts ne se faisaient pas partout de la même façon. Le centre de la cuvette était occupé par un vaste marécage périodiquement asséché. Au contraire, les bords du bassin étaient parcourus par des chenaux sableux entre lesquels existaient des marigots.

Par ailleurs, la présence d'indurations calcaires indique que l'équilibre entre apports liquides et evaporation n'était pas toujours réalisé. Les sédiments se sont donc déposés dans un contexte morphoclimatique comportant des périodes sèches.

32) Les sédiments d'un bassin étroit et profond: celui de Sarria (Fig. 13). Ces dépôts ont été cités pour la première fois par G. Schulz ( 1 834). Puis ils ont été étudiés par J.Lucas et Al. (1963). Enfin, J. M. Brell et M. Doval (1974), C. Virgili et J.M. Brell (1975) les ont décrits et désignés sous le terme "miembro de Armea". Tous ces auteurs les considèrent comme un des niveaux les plus anciens de Galice. Ils fondent leur interprétation sur la présence d'une épaisse dalle calcaire contenant de Fattapulgite et de la sépiolite. Mais, ces caractères peuvent s'expliquer par la particularité des conditions de dépôt.

La coupe (Fig. 1 1) permettant d'étudier le mieux ces dépôts se situe à la sortie du village d' Armea (Fig. 13).

La base visible de l'affleurement est une superposition de bancs argileux verts ou orangés à plages vertes. Certains contiennent des nodules ou des poupées de calcaire. Les grains de sable y sont rares ; ce sont des quartz et plus rarement des feldspaths et des schistes.

Au-dessus, apparaît une dalle calcaire épaisse de plus de dix mètres. Sa base est un calcaire rosé tendre. Il est surmonté d'un niveau blanchâtre, fortement induré, épais de plusieurs mètres. L'analyse des poudres aux rayons X indique qu'il est surtout composé de dolomie. Enfin, la partie supérieure de cette dalle est un niveau d'argile verte partiellement induré.

Ce banc carbonate est surmonté de plusieurs mètres d'argile. rouge à nodules calcaires.

D'autres affleurements permettent de reconstituer la répartition de ces indurations: elles semblent former une dalle circulaire de deux à trois kilomètres de diamètre.

(21)

LES BASSINS TERTIAIRES DU N.E. DE LA GALICE 389 Ces sédiments se sont déposés dans un milieu confiné dont l'aspect ressemblait à celui des marigots situés en bordure du bassin de Monforte.

Quatre facteurs expliquent l'apparition de cette importante dalle calcaire :

— L'existence, à l'Est des bassins, de nombreux affleurements de roches carbonatées (calcaires, dolomies, magnésites cambriennes...).

— La faiblesse des apports grossiers en provenance des reliefs entourant le bassin (formation de Fuenteabuin).

— Une subsidence importante qui, associée à l'étroitesse du bassin, a empêché l'organisation d'un réseau hydrographique.

— Un contexte morphoclimatique présentant des périodes sèches, et donc propice à la formation d'évaporites.

Par ailleurs, ce marigot était périodiquement envahi par des coulées boueuses venues des reliefs orientaux. Ce dépôt peut donc être interprété comme un exemple d'interstratification des deux séries (schisto-quartzitique et arkosique), à l'échelle d'un bassin. C'est la petite taille de ce dernier qui a rendu possible ce phénomène.

33) Les sédiments d'un bassin vaste et peu profond : les bassins de Lugo et de Villalba (Fig. 1 et 13).

Les dépôts arkosiques de ces bassins ont été peu étudiés. La rareté et la mauvaise qualité des coupes n'y est sans doute pas étrangère. Pour cette même raison, la figure n° 13 ne représente que le bassin de Lugo.

La figure n° 12 présente un affleurement situé à proximité de Sabarey de Enriba, dans le sud du bassin de Lugo (Fig. 13).

La partie supérieure de la coupe est un banc d'argile verte à taches violacées. Il repose sur un niveau de galets et de petits blocs disposés en vrac. Ces éléments sont des quartz ou quartzites bien émoussés, et plus rarement des granites très fragilisés. Ils sont emballés dans une matrice abondante composée d'argile et de sables grossiers feldspathiques. Sa couleur, verdâtre à taches ocres à la base du banc, devient franchement ocre vers le haut.

D'autres coupes montrent que certains niveaux grossiers contiennent de grands blocs (plus de cinquante centimètres de longueur) de quartzite bien émoussés, ravinant amplement le banc sous-jacent.

(22)

parcourues par des chenaux charriant des matériaux grossiers arrachés au socle granitique, comme aux massifs schisto-quartzitiques. Ces éléments étaient transportés sur de grandes distances par des écoulements violents et au tracé changeant. Lorsqu'un chenal était abandonné, le matériel de surface subissait un début d'altération avant d'être recouvert par des produits de décantation. La faiblesse de la subsidence peut expliquer l'existence de ce type de réseau hydrographique.

Les sédiments de la série arkosique se sont déposés dans un contexte morphoclimatique présentant des saisons sèches marquées, donc peu propice à l'évacuation des matériaux.

D'un bassin à l'autre, l'aspect des dépôts change du fait de la taille du bassin de réception, de son rythme de subsidence et des types d'apports en provenance des massifs bordiers. Ces trois facteurs expliquent la répartition des faciès fins et grossiers, ainsi que des dalles calcaires (Fig. 13).

Conclusion.

Le colmatage des bassins du Nord-Est de la Galice s'est donc effectué en une seule étape, dans un contexte morphoclimatique comportant des périodes sèches. Il est vraisemblablement contemporain de l'individualisation des grabens.

Toutefois, la géométrie et l'aspect du remplissage varie légèrement d'un bassin à l'autre. Ces différences dépendent de la morphologie des massifs qui bordent les grabens, de l'ampleur des mouvements verticaux le long des failles bordières et de la taille des cuvettes* de réception.

L'étude du remplissage sédimentaire des différents bassins a montré d'une part que leur marge orientale a toujours été la plus mobile, et d'autre part que ce sont les bassins de Sarria et de Monforte qui ont été les plus intensément tectonisés.

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LES BASSINS TERTIAIRES DU N.E. DE LA GALICE 391 BIBLIOGRAPHIE

Birot, P. et SoleSabaris, 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 secundos ciclos de correlaciones estratigrâficas., I.N.I.-ADARO, Série 7, n°2, p. 123-1 30. Brell, J.M. et Doval, M. (1974). Un ejemplo decorrelaciôn litoestratigrâfica aplicado a las cuencas terciarias del N.W. de la Peninsula. Est. Geol.,

Vol. XXX, p.63 1-638.

Caillere, S., Henin, S., Ratureau, M. (1982). Minéralogie des argiles. T.II : classification et nomenclature. Paris, 2° Ed., 189p. -

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

EspinosaGodoy, J. et Rey de la Rosa, J. (1983). Caracterizaciones geolôgicas de las cuencas terciarias gallegas y su interés econômico. Tecniterrae, n°52, p.58-70.

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

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

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). Industrie

Minérale - 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., (Ed.), (1978). Fluvial sedimentology. Can. Soc. of Pet. Geol., Mem. 5, Calgary, 859p.

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

Promotora de Recursos Naturales, (1977, 1978, Inédit). Informes de exploraciôn de los permisos de Monforte de Lemos, Pâramo, Puertomarin, Sarria, Meira, Villalba-Lugo.

(24)

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

Thorez, J. (1975). Phyllosilicates and clay minerals. A Laboratory handbook for their X-ray diffraction analysis. Dison, 577p.

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

DOCUMENTS CARTOGRAPHIQUES UTILISES Mapa geolôgico de Espana, E: 1/200 000

Feuille n° 8: Lugo (I.G.M.e! 1982) Feuille n° 17: Orense (I.G.M.E. 1970) , Mapa geolôgico de Espana, E: 1/50 000

Feuille n° 47: Villalba (I.G.M.E. 1975) Feuille n° 48: Meira (I.G.M.E. 1979) Feuille n° 72: Lugo (I.G.M.E. 1975) Feuille n° 97: Guntin (I.G.M.E. 1976) Feuille n° 98: Baralla (I.G.M.E. 1976)

Feuille n° 123: Puertomarin (I.G.M.E. 1982) 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)