Cours de Géologie

Gagner Du Temps, Trouvez Ce Que Vous Voulez En Remplissant Ce Formulaire

Géologie méditerranée

Abonnez-vous à coursgeologie.com

Géologie méditerranée

  • La Méditerranée, telle que nous la connaissons, est une mer récente, plio-quaternaire, mais qui s'esquisse dès le Miocène. Dans sa structure actuelle, elle est constituée de la juxtaposition de bassins profonds, bien séparés les uns des autres, et de marges continentales faiblement immergées (1) .
    figure 1
    Les premiers sont sont remplis de sédiments tertiaires épais qui en masquent le fond. Ce dernier n'a pas été   atteint par les forages sous-marins. Néanmoins les données géophysiques indiquent la présence d'une croûte amincie et des vitesses sismiques élevées, ce qui suggère que le fond serait de nature océanique. Ils représenteraient alors le résultat d'une océanisation récente liée à des phénomènes de distension extrême.

    Les bassins profonds se divisent en deux groupes. Les uns sont intérieurs aux chaînes tertiaires (bassin s algéro-provençal et tyrrhénien) , donc postérieurs à l'Eocène-Oligocène inférieur qui est la grande époque de plissement des chaînes méditerranéennes. Puisque leur fond est de nature océanique, ils représenteraient le résultat d'une océanisation récente liée à des phénomènes de distension extrême.

    On pourrait s'étonner de la naissance de ces bassins par distension au cœur d'une chaîne résultant de l' écrasement de la Téthys entre les deux plaques majeures que sont l'Afrique et l'Eurasie, mais :

    1. on sait que cette collision s'est d'abord faite suivant une direction NE, qui a ensuite tourné au NNW au fur et à mesure que la soudure progressait, ce qui a provoqué des tensions internes aboutissant à des déchirures de la chaîne à peine édifiée, c'est-à-dire des fissures crustales à fond de croûte océanique.

    2. Les convergences interplaques s'accompagnent généralement de phénomènes de subduction générateurs, en surface, de zones de distension (bassins arrière-arc et mers marginales) (2) .


    figure 2
    Les autres bassins marins profonds sont les bassins ionien et levantin, ce dernier étant toutefois morcelé par des failles et partiellement couvert par le delta sous-marin du Nil. Tous deux sont extérieurs aux chaînes éocènes et peuvent donc leur être antérieurs. On pense généralement qu'il s'agirait des restes de l'océan téthysien apparu au début du Secondaire entre les plaques Europe et Afrique.

     

    Puisque l'histoire méditerranéenne ne débute qu'après les plissements éocènes, partons de l'état de la région à ce moment là (4) .


    figure 4

    La chaîne alpine comprend alors d'W en E :

      - L'ensemble Alboran Kabylies - Calabre, représentant les zones internes déjà plissées des futures chaînes de la Méditerranée occidentale. Cet ensemble est à double déversement et plus ou moins isolé de l'Espagne et de l'Afrique par des bassins marins peu profonds (futures zones externes de ces chaînes).

      - Les Alpes et les Carpathes, également réduite à leurs zones internes également déjà plissées, qui moulent la microplaque adriatique (couverte d'une pellicule d'eau) en un   arc à vergence nord. Cette chaîne est auréolée de bassins où se déposent des sédiments de type flysch.

    - L'ensemble Dinarides-Hellénides-Turquie où plusieurs lanières continentales plissées sont écrasées les unes contre les autres, après cicatrisation des domaines océaniques-ophiolitiques qui les séparaient.

    Au sud de cet ensemble, on admet généralement l'existence d'un sillon téthysien résiduel, non absorbé à la fin du Crétacé, que certains auteurs appellent « Mésogée », sans doute assez large mais dont le raccord avec l'Atlantique a été interrompu par le plissement de la chaîne d'Alboran (future chaîne bético-rifaine).

    Cette Mésogée est refusée par certains géologues qui pensent que la microplaque adriatique serait plutôt un promontoire de l'Afrique (5) , auquel cas la Téthys résiduelle serait limitée à deux bassins flanquant ce promontoire, l'un en Méditerranée occidentale (résidu sud de la Téthys alpine), l'autre en Méditerranée orientale (résidu de la Téthys taurique). Cette hypothèse soulève beaucoup de difficultés et n'a pas été retenue ici.


    figure 5

    Miocène inférieur et moyen (-25 à –11 Ma)

    Cette époque voit la naissance du bassin de la Méditerranée occidentale, de la mer Tyrrhénienne et de la mer Egée (6) . C'est vraiment le début de la Méditerranée.


    figure 6

    Le bassin de la Méditerranée occidentale (7). Il débute au nord dans le golfe de Gênes ou golfe ligure et s'élargit ensuite dans le bassin provençal , en forme de triangle, entre la côte provençale et l'axe corso-sarde. Il se resserre entre Baléares et Sardaigne puis prend une direction pratiquement E-W entre les Baléares et l'Algérie ( bassin algérien-sud baléare).


    figure 7

    Le bassin liguro-provençal (8) . U n forage partiel et les données de sismique-réfraction montrent que les premiers sédiments y sont oligocènes à miocène inférieur. On pense donc que le bassin se serait ouvert à cette époque comme un compas dont on écarterait les deux branches.


    figure 8

      Ce qui est confirmé :

      -   par des arguments stratigraphiques  : même géologie sur les deux bordures,

      - par des arguments paléomagnétiques  : les rhyolites permiennes du Monte Cinto et de l'Estérel montrent des déclinaisons magnétiques différentes de l'ordre de 60° alors que ces déclinaisons sont parallèles pour les laves miocènes,

    - par des arguments volcaniques  : la Sardaigne ouest   montre un important volcanisme oligo-miocène,   témoignant donc de la distension liée à l'ouverture du compas ligure car il lui est exactement contemporain : le volcanisme débute en effet à –29 Ma (Oligocène moyen) et est maximum entre –20 et –13 (Miocène moyen).   Or ce volcanisme est calco-alcalin alors qu'il aurait dû être alcalin sur la bordure d'un rift classique.

    O n pense donc que la fissuration originelle, peut-être liée à la fracturation oligocène de l'Europe occidentale (fossés rhodaniens et alsacien), a été ensuite agrandie par un phénomène totalement différent, à savoir l'établissement d'un état distensif accompagnant le fonctionnement d'un phénomène de subduction . Cette subduction serait celle qui, plus à l'Est, fait s'enfoncer la Téthys résiduelle sous l'axe corso-sarde (9) . Autrement dit, le bassin liguro-provençal aurait été le bassin arrière-arc, puis la mer marginale liée à cette structure.


    figure 9

    Le bassin algéro-sud baléare (7) . C'est évidemment la suite du précédent dont il a les caractères morphologiques (fond plat) et sédimentaires (âge et nature du remplissage). Il en est séparé par un faisceau de failles transformantes dont l'une interrompt l'axe des Baléares à son extrémité NE. Il est également interprété comme un bassin d'extension de type arrière-arc, devenu une mer marginale logée au cœur de l'arc orogénique éocène Calabre-Kabylie. Il   montre lui aussi un volcanisme oligo-miocène calco-alcalin (sous-marin entre Sardaigne et Algérie, aérien au Maghreb).

    La mer d'Alboran. Elle prolonge à l'W le bassin algérien-sud baléare mais sa croûte est de nature continentale, d'épaisseur quasi normale (20 km) bien que s'amincissant vers l'est. Sa surface est très accidentée en horsts et grabens, avec de nombreux volcans sous-marins de type alcalin. Il s'agit probablement des zones internes de l'ensemble bético-rifain, plissées à l'Eocène supérieur puis séparées de l'Europe et de l'Afrique par le craquèlement oligocène et enfin effondrées sous la mer (11) . Ainsi tectoniquement isolé par failles à la fois de l'ensemble bétique et de l'ensemble rifain, ce bloc se comporte comme un microcontinent indépendant.


    figure 11

    La mer Tyrrhénienne. Pour comprendre sa genèse, il faut partir de la dérive de l'axe corso-sarde vers l'Est et de l'ouverture du golfe liguro-provençal. Ces deux processus sont liés, comme on l'a dit, à la subduction de la Téthys résiduelle ( 13) . Cette subduction entraîne la formation d'un important prisme d'accrétion (arc sédimentaire) à vergence Est, séparé de l'axe corso-sarde par un domaine marin (bassin avant-arc) daté par des sédiments miocène inférieur. On peut le considérer comme l'embryon de la mer Tyrrhénienne.


    figure 13

    Ainsi, au Miocène inférieur-moyen, on a, d'W en E, l'axe corso-sarde actuel, un bras de mer plus ou moins étroit préfigurant la mer Tyrrhénienne, le prisme d'accrétion, plissé et écaillé (arc sédimentaire) que l'on peut considérer comme l'embryon de l'Apennin, le domaine océanique téthysien résiduel, proche de la fermeture, et enfin le front du microcontinent adriatique, encore non plissé.

    La mer Egée (14). C'est une véritable mosaïque de blocs et de fossés scellés par des sédiments dont les premiers sont miocène inférieur. Sa profondeur reste modeste et nulle part n'affleure de croûte océanique.


    figure 14

      Elle représente un bassin arrière-arc lié à la subduction du domaine océanique de la Méditerranée orientale sous la Crète, subduction qui a dû commencer à fonctionner dès cette époque. Il a entraîné l'effondrement de la chaîne qui reliait Grèce et Turquie après le plissement éocène.


    Mais cet effondrement a dû se faire   suivant des modalités un peu particulières car les îles situées au milieu de la mer Egée montrent des roches affectées d'un métamorphisme de haute température d'âge miocène. Les calcaires, notamment, ont donné des marbres, ceux-là même utilisés dans la statuaire de la Grèce antique. Il y a même un granite d'anatexie   également miocène qui monte vers la surface au cœur de la zone distendue.

    On explique la chose de la façon suivante : l'établissement du bassin arrière-arc a substitué un   régime distensif à l'état compressif qui affectait la chaîne helléno-turque. Celle-ci s'est donc trouvée en déséquilibre. Ses structures périphériques et supérieures ont alors glissé sur les flancs de la chaîne, ce qui a découvert   peu à peu ses parties profondes (phénomène de « dénudation tectonique »). A la verticale de celles-ci, la pression lithostatique a donc baissé. La conséquence est une remontée du manteau et, avec lui, d'un important flux thermique qui a métamorphisé les roches voisines en faciès de haute température pouvant aller jusqu'à la fusion (anatexie).

    Dans de telles structures, on voit donc (15) un cœur   métamorphique, parfois granitisé (« metamorphic core complex » des géologues anglo-saxons), où les déformations sont de type souple ( = ductile), et, pratiquement sans zone intermédiaire, des superstructures en glissement distensif où les déformation sont de type rigide ou cassant, la limite rigide-ductile étant généralement un niveau de décollement et de glissement ( « failles de détachement »).


    figure 15

    Les îles de Naxos-Paros montrent nettement ce phénomène, car on y voit une grande faille de détachement séparant deux compartiments, l'un déformé en régime ductile (métamorphisme de haute température daté de 25 Ma, granite intrusif de 11 Ma), l'autre en régime cassant (blocs basculés affectant le Miocène inférieur-moyen). Autrement dit, ces îles représentent une véritable fenêtre ouverte par la dénudation distensive au travers de l'empilement des nappes et laissant voir les parties profondes de l'orogène, réactivées.

      Le Miocène supérieur (-11   à - 6 Ma)
    C'est une époque de plissement important des chaînes périméditerranéennes (phase néoalpine) qui se fait suivant une contrainte d'orientation désormais NW (au lieu de NE). Dans le domaine marin, on voit apparaître des ensembles géographiques nouveaux, à savoir :

    1. La naissance de l'Italie et de l'Apennin . Au terme de la subduction de la Téthys corso-sarde, il y a collision entre l'axe corso-sarde et le microcontinent adriatique ( 17) . Le prisme d'accrétion, à matériel surtout océanique, vient chevaucher la couverture de ce microcontinent, qui se plisse et se décolle. Ainsi se forment respectivement les nappes ligures, ophiolitiques, et les nappes toscanes, le tout représentant la première ébauche de l'Apennin.


    figure 17

    Cette évolution va de pair avec l'élargissement de la mer tyrrhénienne qui, par suite de la réorientation du champ de contrainte évoqué plus haut, s'ouvre à son tour comme les deux branches d'un compas. Une partie de l'Apennin miocène s'effondre donc et s'immerge, comme pour les chaînes helléno-turques en mer Egée. Ainsi apparaît la mer tyrrhénienne qui montre, à l'image de la mer Egée au Miocène inférieur-moyen, des structures distensives particulières du type « métamorphic core complex ».

    L'île d'Elbe (18) en est une démonstration. On y trouve en effet un granite déformé miocène supérieur (10 Ma) sur lequel ont glissé, le long d'une surface de faille très peu inclinée (« faille de détachement »), les nappes de la partie centrale et orientale de l'île. En face, sur la côte italienne, le massif métamorphique des Alpes apuanes, près de Pise, avec son célèbre marbre de Carrare, émergeant des blocs basculés et glissés de la côte ligure, complète le tableau.


    figure 18

    Cette mer tyrrhénienne miocène supérieur est encore à fond de nature continentale. Ce n'est qu'au Pliocène qu'il éclatera, laissant apparaître une croûte océanique. Nous en reparlerons.

    2. L'arc de Gibraltar (19). On a dit que le bloc d'Alboran, tectoniquement isolé, se comportait comme un microcontinent indépendant. Au cours du Miocène supérieur, le déplacement de la plaque Afrique vers le NNW va entraîner son coulissement   vers l'W   entre les deux failles bordières et donc le plissement de son front.   Celui-ci étant à matériel largement marneux va glisser vers l'Atlantique en nappes gravitaires.   Les communications sont interrompues avec l'Atlantique, ce qui entraîne :

           
    figure 19              

    3. L'assèchement de la Méditerranée qui devient une gigantesque mer Morte où se dépose du sel pendant 1 à 2 Ma (-7 à - 6 Ma : époque dite messinienne )). Les principaux bassins salifères correspondent aux bassins profonds antérieurs (excepté celui de la mer Tyrrhénienne qui n'existe pas encore) ( 20).


    figure 20

    Les dépôts évaporitiques comprennent deux ensembles :

    - un ensemble inférieur, épais de 2000 à 2500 m formé uniquement de sel (ClNa) et limité aux parties profondes des bassins,

    - un ensemble supérieur, plus mince (quelques centaines de mètres), formé de sel, de gypse, d'anhydrite et de dolomies, qui déborde les parties profondes pour se déposer aussi sur les marges continentales qui les entourent.

      On a longtemps discuté sur le mode de mise en place de ces évaporites mais actuellement un certain accord s'est fait sur le processus suivant :

    1 - Le sel (ClNa), épais, s'est déposé au fond d'une mer encore profonde mais dont la sursaturation augmentait par suite de la fermeture de l'arc de Gibraltar, un peu comme dans la mer Morte où le sel se dépose par 400 m de fond, mais une mer Morte plus profonde car le sel messinien est entrecoupé de 10 à 15 lits de marnes marines à foraminifères d'une profondeur d'eau supérieure à 1000 m. Il y avait donc, de temps à autre, apport d'eau venant de l'Atlantique, ce qui était nécessaire car si la Méditerranée actuelle s'évaporait, on obtiendrait seulement 20 à 60 m de sel. Puisqu'il y en a 2000 à 2500 m, il fallait bien alimenter de temps en temps le bassin en eau de mer.

    2 - Au terme du dépôt de ce sel, les fosses devaient être à peu près comblée si bien que l'étape suivante va se dérouler sous une tranche d'eau plus faible intéressant aussi les plates-formes continentales voisines. Sur ces vastes surfaces, va se déposer le complexe évaporitique supérieur (sel, gypse, anhydrite, dolomies). La présence d'anhydrite est significative car, même dans la mer Morte, il n'y en a pas. L'anhydrite implique une température supérieure à 35° et une évaporation totale. C'est dire que la Méditérranée était devenue une immense dépression accueillant temporairement des lagunes sursalées sur les bords desquelles se déposait de l'anhydrite. Cette interprétation est confirmée par quelques intercalations franchement marines à diatomées (algues chlorophylliennes) et stromatolites (sorte de madrépores primitifs), vivant tous deux en eau très peu profonde. Il y avait aussi des zones franchement lacustres, à eau douce (du type de la Caspienne actuelle).

    L'ensemble devait être nettement en dessous du niveau de l'Atlantique car les fleuves débouchant dans la Méditerranée se mettent alors à creuser la bordure du plateau continental et édifient des cañons descendant vers le nouveau niveau de base ( 21) . Ces cañons seront submergés au Pliocène. Les plus célèbres d'entre eux sont ceux des cours d'eau provençaux et celui du Nil qui rappelle le grand cañon du Colorado par ses dimensions.


    fig 21

    Les chiffres proposés pour la profondeur de cette dépression saline méditerranéenne vont de 600 à 1000 m (le fond de la mer Morte est actuellement à – 800 m et sa surface à – 400 m). Nous verrons que ces chiffres sont supérieurs à la réalité mais donnent néanmoins l'ordre de grandeur de la dénivellation.

    Pliocène (-5 à –2 Ma) et Quaternaire

    Le début de cette période correspond à de tels changements morphologiques et géologiques qu'on parle souvent de « révolution pliocène ». Elle va voir en effet :

    1. La remise en eau de la Méditerranée à la suite de la fracturation du détroit de Gibraltar. Toute la dépression saline redevient marine avec des profondeurs comparables aux actuelles. Les cañons fluviatiles deviennent sous-marins et, en amont, la mer transgressive remonte largement les vallées d'autant plus qu'elles ont été généralement surcreusées (dans celle du Rhône, elle remonte jusqu'à Vienne). Des plaines côtières sont également envahies (Roussillon, plaine padane). Cette mer dépose des marnes bleues (dites plaisanciennes) et, sur les rivages, des sables jaunes (dits astiens ), tirant leur nom de Plaisance et d'Asti dans la plaine padane.

    Une question mal résolue est celle de la façon dont les eaux de l'Atlantique ont pénétré en Méditerranée. Il a fallu 100 000 ans pour la remplir (toujours d'après les faunes de foraminifères). L'eau a probablement utilisé des fossés d'effondrement transversaux à l'arc de Gibraltar mais on en ignore la forme et la position. Y a-t-il eu des « rapides », au moins au début du phénomène, compte tenu de la dénivellation de plusieurs centaines de mètres ? Ou bien l'eau est-elle arrivée par des fissures souterraines élargies par la pression hydraulique ?

    Le contact Messinien-Pliocène est une limite brutale, avec quelques figures d'érosion locales, mais les premiers sédiments pliocènes sont des marnes fines, donnant plutôt l'impression d'une sédimentation tranquille. Ce qui est le plus parlant, finalement, dans les parties occidentales du bassin, c'est une forte lacune de sédimentation qui pourrait traduire une période où l'érosion (due au passage rapide de l'eau ?) l'emportait sur la sédimentation. Ainsi pourrait s'expliquer la lacune complète du Messinien en mer d'Alboran.

    2. Des mouvements verticaux importants.

    Les uns sont liés à la phase de plissement qui avait débuté à la fin du Miocène. Le soulèvement des zones plissées entraîne en effet une reprise de l'érosion avec un apport considérable de produits détritiques dans le bassin marin. Une telle surcharge sur les formations salifères déclenche la mise en place de très nombreux diapirs (22) .


    figure 22

      Le littoral de ces zones plissées se soulève aussi, amenant à l'air libre des portions de bassins côtiers (Roussillon, plaine padane) et d'anciens bassin salifères dont on peut alors étudier plus facilement la composition   (Sicile, Calabre, Crète).

      En Sicile (entre Caltanisetta et Agrigente), on a exploité au 19 e siècle d'importants gisements de soufre associé au gypse. Ce soufre provient de la réduction des sulfates par des bactéries anaérobies.

    Mais il y aussi un affaissement des bassins marins, également d'origine isostatique et dû au poids de l'eau et des sédiments ayant rempli la dépression méditerranéenne. Sur les marges continentales, cette juxtaposition de mouvements de soulèvement à terre et d'affaissements en mer provoque, en beaucoup de points, le jeu d'une « flexure continentale » (23) .


    figure 23

    Plus au large, on a des dispositions complexes comme l'escarpement de Malte qui sépare le bassin ionien de la plate-forme siculo-tunisienne. C'est à lui que l'on doit la côte rectiligne de l'Est sicilien et le détroit de Messine. Il s'agit probablement d'un rejeu pliocène d'une vieille transformante téhysienne.

    3. Le rapprochement inexorable de l'Afrique et de l'Europe. Il se manifeste de deux façons (24)  :


    figure 24

    - accentuation de la collision alpine au front de la microplaque adriatique. De plus, et peut-être en conséquence de ce mouvement, ce front se fragmente en donnant un bloc padan , poussé vers l'W et   en rotation antihoraire, autour duquel se moule l'arc alpin.

    - deux zones de subduction actives, celle s'exerçant au niveau de l'arc égéen, déjà fonctionnel, et celle   de l'arc siculo-calabrais qui entre alors en fonction. Leur activité se prolongera dans le Quaternaire jusqu'à l'époque actuelle comme le montre la répartition   des séismes profonds contemporains.

    L'arc égéen (25). La subduction égéenne fonctionne depuis le Miocène inférieur. Elle a été particulièrement active au Miocène supérieur où s'est édifié un énorme prisme d'accrétion complété par l'arrivée de nappes gravitaires venues de la chaîne helleno-turque, prisme dit « ride méditerranéenne » qui court de la Calabre à Chypre et masque presque complètement la fosse de subduction. Celle-ci n'est actuellement visible qu'en quelques points au sud de la Crète (fosses de Pline et de Strabon, profondes de 4 à 5000 m).


    figure 25

      L'arc volcanique, calco-alcalin, apparaît dans les îles Cyclades, du golfe de Corinthe à la Turquie, jalonné par quelques volcans quaternaires dont celui de l'île de Santorin, qui explose en 1450 av.J.C., et le granite également quaternaire de l'île de Milos.

      Entre cet arc volcanique et la ride méditerranéenne (arc sédimentaire), la mer de Crète représente le bassin avant-arc (= inter-arc). Au nord de l'arc volcanique, vient le bassin arrière-arc de la mer Egée, en cours de distension, avec une ancienne structure en « métamorphic core complex » visible dans les îles de Naxos-Paros. Toutes ces structures distensives sont liées à l'effondrement de la chaîne helléno-turque, dont la Crète est le résidu le plus important. Les bordures W de la mer Egée montrent également des figures distensives classiques, de la fosse N-égéenne au golfe de Corinthe et aux « doigts » du Péloponèse.

    L'arc siculo-calabrais (26) . A partir du Pliocène, une subduction se met en route au dessous de lui, qui absorbe la croûte océanique téthysienne ( = mésogéenne) de la mer ionienne. La fosse de subduction elle-même n'est pas visible, masquée par des nappes gravitaires et les produits détritiques plio-quaternaires. En revanche l'arc volcanique est visible dans les îles éoliennes (Lipari, Vulcano, Stromboli et autres), d'âge quaternaire récent et de nature calco-alcaline. Mais ce qui est surtout intéressant, c'est l'apparition d'un bassin arrière-arc, devenu une véritable « mer marginale » à fond océanique (-3700 m), qui s'installe dans le sud de la mer Tyrrhénienne. Grâce à la sédimentation pliocène qui y règne, on sait que la croûte océanique apparaît d'abord dans le bassin de Vavilov (-5 à –2 Ma), puis se déplace vers le sud, dans le bassin de Marsili (-2 à actuel), probablement par suite d'une accentuation de la pente de la surface de subduction.


    figure 26

    Ces deux bassins néo-océaniques contiennent des volcans sous-marins de type tholéitique.

    Sur la côte italienne, les phénomènes distensifs, associés à un flux de chaleur élevé, donnent aussi un volcanisme de type alcalin à hyperalcalin (Latium, Vésuve), assez paradoxal et encore mal expliqué (il devrait être calco-alcalin). Il se prolonge à l'intérieurr des terres   par le Vulture, 100 km à l'est du Vésuve, ce qui traduit la progression de la distension vers l'est, toujours aux dépens de l'Apennin.

    L'histoire proprement quaternaire est marquée par des oscillations de la surface marine liées aux grandes glaciations.

    En principe, à chaque glaciation le niveau marin baisse pour remonter à l'interglaciaire suivant. En Méditerranée, les choses sont plus compliquées à cause de son caractère de mer enchâssée dans des chaînes en cours de plissement et de soulèvement.

    Seule la dernière glaciation (Würm) est bien marquée par une régression générale, dite grimaldienne. Le niveau marin baisse de plus d'une centaine de mètres: les îles d'Hyères étaient rattachées à la côte, l'étang de Berre à sec et l'homme fossile a pu utiliser des grottes actuellement immergées (grotte Cosquer, à –47m, habitée il y a 20 000 ans).

    La remontée de la mer, bien connue à l'échelle mondiale, s'est faite à des vitesses variables.

    A –20 000 (maximum würmien et âge des peintures de la grotte Cosquer), la mer est à –120 m (donc la grotte était à une soixante de mètres au dessus du rivage). La déglaciation commence vers – 13 000. Le niveau de la mer remonte d'abord assez rapidement puisque, 5000 plus tard, donc à –8000, il a gagné 100 m. Il faudra ces derniers 8000 ans pour remonter les 20 m restant, soit 2,5 m par millénaire (2,5 mm/an).

    Appliquons ces chiffres au port de Marseille fondé il y a 2000 ans par les grecs : en 2000 ans, la mer est montée de 5 m. Le vieux port grec devrait donc être sous 5 m d'eau. Or les fouilles archéologiques l'on retrouvé à + 5 m. Ce qui prouve que la substratum rocheux de la ville s'est élevé de 10 m en 2000 ans, par un mouvement isostatique propre. Ces mouvements isostatiques, fréquents sur les côtes méditerranéennes, compliquent beaucoup l'étude des variations du niveau marin.

    En conclusion :

    La Méditerranée n'a aucune unité géologique. Elle est formée de bassins profonds de forme irrégulière, étroitement enserrés entre des marges continentales plus ou moins larges, la limite entre les deux étant souvent difficile à fixer pour ce qui est de la nature du fond. De plus, ces bassins sont différents les uns des autres : bassins arrière-arc, voire mer marginale, bassins d'effondrement post-orogéniques, résidus téthysiens. Les uns s'ouvrent pendant que d'autres se ferment. La Méditerranée ne connaît une certaine unité qu'au Messinien quand elle se transforme en lagune sursalée et s'assèche presque complètement.

    Elle est le siège d'une néotectonique intense , c'est-à-dire des actions récentes à actuelles liées, d'une part, à des réajustements isostatiques et, d'autre part, aux contraintes imposées par le resserrement N-S Afrique-Europe souvent déviées par les chaînes édifiées et la présence de petites microplaques intermédiaires (« bloc padan », avec sa rotation antihoraire néogène, ou bloc d'Alboran, à l'origine de l'arc miocène de Gibraltar).

    Le déchiffrage d'un édifice aussi hétérogène est encore compliqué par l'épaisse couche de sel et de produits détritiques plio-quaternaires qui masquent les structures sous-marines. La reconstitution présentée ici ne peut être qu'hypothétique et provisoire sur de nombreux points.

    Par : Jacques Debelmas
    Dapres : http://coursgeologie.com/goto.php?url=http%3A%2F%2Fwww.alpesgeo2003.fr%2F2%2520cr%2520cours%2F2008-mediterranee%2Fdoc_mediterranee.htm

    .



    Ajoutez Un Commentaire