Histoire géologique du golfe du Lion et cartographie du...

Résumé

Une cartographie des structures du riftoligo-aquitanien et de la surface messinien-ne du golfe du Lion a été réalisée dans lecadre du programme de la CarteGéologique de la France grâce à la mise àdisposition par la société Elf-AquitaineProduction de nombreuses données de sis-mique réflexion multitraces et de résultatsde forages sur la plate-forme, complétéespour les fossés à terre, par les travaux desynthèse réalisés dans le cadre d’un projeteuropéen. Les principales phases de l’évo-lution de la marge du golfe du Lion,incluant l’histoire pré-rift mésozoïque etpyrénéenne, sont examinées à la lumière dela cartographie et des diverses donnéesgéologiques et géophysiques. La reconstitu-tion des structures du substratum témoignede l’histoire mésozoïque complexe de cetterégion située au croisement de grandsdomaines et de plusieurs microplaques. Laposition et les mouvements relatifs desmicroplaques ibérique et du bloc corso-sarde représentent des questions fondamen-tales non encore totalement résolues del’histoire pré-rift. Des mouvements diffé-rentiels, ainsi que les structures pré-exis-tantes, peuvent expliquer une évolutiondifférente de cette région lors des compres-

sions pyrénéennes et en particulier l’absen-ce de continuité vers l’est de structurespyrénéennes. Les structures du rift oligo-aquitanien montrent l’importance de l’héri-tage tectonique et de la nature dusubstratum anté-rift, notamment par l’in-version de structures compressives et parune forte segmentation contrôlée par desfailles ou zones de transfert. Les effets decette segmentation sont progressivement demoins en moins marqués durant l’histoirepost-rift mais sont néanmoins toujours pré-sents lors de l’événement messinien. Lacartographie de la surface d’érosion messi-nienne montre en effet l’influence des sériessous-jacentes, substratum enfoui sous lesséries post-rift à l’ouest ou bien sub-affleu-rant à l’est, sur le creusement de réseau depaléovallées ou de canyons profondémentincisés au droit du Rhône. La restaurationde la surface messinienne confirme l’exis-tence d’un bassin profond de 1200 à1500 m lors de cet événement.

Abstract

Mapping the Oligocene-Aquitanianrift and Messinian surface of the Gulf ofLions was carried out within theGeological Map of France programme asa result of Elf-Aquitaine Production mak-

ing available numerous multichannel seis-mic reflection data as well as the results oftheir shelf drilling complemented, for theonshore grabens, by synthesis work under-taken in the context of a European project.The main phases in the evolution of themargin of the Gulf of Lions, including thepre-rift Mesozoic and Pyrenean, are exam-ined in the light of the mapping and thediverse geological and geophysical data.The reconstruction of the substratumstructures reflects the complex Mesozoichistory of this region located at the junc-tion of major domains and severalmicroplates. The position and relativemovements of the Iberian microplates andof the Corsica-Sardinia block representfundamental questions that have still to befully resolved within the context of the pre-rift history. Differential movements, aswell as pre-existing structures, can explaina different evolution of this region duringthe Pyrenean compressions and in partic-ular the non continuity of the Pyreneanstructures to the east. The Oligocene-Aquitanian rift structures show the impor-tance of the tectonic inheritance and of thenature of the pre-rift substratum, notablyby the inversion of compressive structuresand by a strong segmentation controlledby transfer faults or zones. The effects of

67GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 3, 2000

Histoire géologique du golfe du Lionet cartographie du riftoligo-aquitanienet de la surface messinienne*

Geological history of the Gulf of Lions: mapping the Oligocene-Aquitanian riftand Messinian surface

Géologie de la France, n° 3, 2000, pp. 67-97, 16 fig., 3 tabl., 2 cartes h.t. en couleurs en fin d’ouvrage.

Mots-clés : Cartes structurales, Isobathes, Histoire pré-rift, Rift, Surface messinienne, Golfe du Lion

Key words: Structural maps, Isobaths, Pre-rift, Rifting, Messinian surface, Gulf of Lions

Pol GUENNOC (1)

Christian GORINI (2)

Alain MAUFFRET (3)

* Manuscrit déposé le 12 avril 2000, accepté le 19 décembre 2000.(1) BRGM, 3, Avenue Claude Guillemin, 45060 Orléans cedex 02, [email protected](2) Université de Lille 1, Sédimentologie et Géodynamique, 59 655 Villeneuve d’Ascq Cedex, [email protected] (3) Université Pierre et Marie Curie, Département de Géotectonique, case 129, 4 Place Jussieu, 75252 Paris cedex 5, [email protected]

this segmentation become progressivelyless marked during the post-rift history butare nevertheless still present during theMessinian event. Mapping the Messinianerosion surface reveals the influence of theunderlying series, i.e. the substratumburied beneath the post-rift series to thewest or suboutcropping to the east, on theexcavation of the paleovalley or canyonsystem deeply incised below the Rhône.The reconstruction of the Messinian sur-face confirms the existence of a basin thatwas 1200 to 1500 metres deep during thisevent.

IntroductionLe golfe du Lion est une région-clé

dans l’histoire du sud de la France du fait

de sa position au carrefour de domainesgéotectoniques majeurs d’origine etd’âge variés (fig. 1) : chaîne varisque,bassin mésozoïque du sud-est, chaînepyrénéenne, chaînons provençaux, bassinocéanique nord-ouest méditerranéen...

Le rifting oligo-aquitanien précédantl’ouverture du bassin océanique algéro-provençal constitue le dernier événementgéodynamique majeur de la longue histoi-re géologique de cette région. Cet épisoded’extension s’est réalisé dans un contexted’évolutions orogéniques successives : finde l’orogenèse pyrénéenne et genèse despréalpes associant diverses microplaques àfrontières et positions encore incertaines.

Au Miocène et surtout au Plio-Quaternaire, l’évolution de la marge du

golfe du Lion est caractérisée par une sub-sidence et surtout une sédimentationimportantes mais des rejeux tectoniques auMiocène supérieur ont aussi été récemmentmis en évidence. Ces deux périodes sontsurtout séparées par un événementpaléogéographique de durée brève maistrès important dans l’histoire géologique dela Méditerranée et de ses bordures : la crisede salinité messinienne. Cette crise a étémarquée par un abaissement du niveaumarin en Méditerranée dont l’ampleur aconstitué un sujet de discussion très vive.Une des preuves de l’abaissement duniveau marin est l’importante érosion qui acreusé de profonds canyons sur les margestandis que des formations évaporitiquesépaisses se déposaient dans les bassins pro-fonds et dans certains bassins côtiers

HISTOIRE GÉOLOGIQUE DU GOLFE DU LION

GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 3, 200068

Fig. 1.- Principaux ensembles géotectoniques et failles majeures du Sud-Est de la France. Localisation des sondages et des coupes sismiques ECORS dans legolfe du Lion.1 : volcanisme tertiaire et quaternaire, 2 : séries mésozoïques et cénozoïques, 3 : Paléozoïque, 4 : failles normales, 5 : chevauchements tertiaires, 6 : puitsoffshore, 7 : profils sismiques ECORS.

Fig. 1.- Main geotectonic units and major faults of southeastern France. Location of boreholes and ECORS seismic sections in the Gulf of Lions.1: Tertiary and Quaternary volcanics, 2: Mesozoic and Cenozoic series, 3: Paleozoic, 4: normal faults, 5: Tertiary thrusts, 6: offshore wells, 7: ECORS seismicprofiles.

aujourd’hui émergés. La surface d’érosionmessinienne peut être particulièrementbien étudiée au niveau du golfe du Lioncar elle y a été préservée des remanie-ments ultérieurs sous les épais dépôtsplio-quaternaires.

L’examen des données et des cartesdétaillées des surfaces formées lors de cesdeux « événements », le rifting oligo-aqui-tanien et l’érosion messinienne, qui ontmarqué l’évolution de la marge du golfe duLion, amène à préciser certains élémentsde l’histoire ante-rift et à montrer l’impor-tance de « l’héritage structural » lors desdifférentes phases d’évolution.

Travaux réalisés

Données disponibles et étudesantérieures

Au sein du domaine méditerranéennord-occidental, la marge du golfe duLion constitue un secteur particulier dufait de sa largeur relativement grandecomparée aux marges provençale oucatalane qui l’encadrent (fig. 1). Elle sedistingue également par l’épaisse couver-ture sédimentaire néogène et quaternaire(plusieurs milliers de mètres) quirecouvre les structures du rift oligocèneet le substratum plus ancien. Ainsi seulesles données géophysiques et les foragespétroliers, au nombre de neuf, ayantatteint ce substratum permettent deconnaître l’histoire anté-oligocène.

Des études de la marge du golfe duLion ont été réalisées dans le cadre dedivers programmes ou projets : program-me ECORS qui a permis l’acquisition detrois profils de sismique réflexion profon-de à écoute longue (fig. 1) dont l’un (pro-fil NW-SE) recoupe l’ensemble de lamarge (De Voogd et al., 1991), projeteuropéen I.B.S. (Integrated BasinStudies) sur l’évolution de divers bassinset de cette marge (Durand et Mascle1996, Durand et al., 1999).

Dans le même temps, les très nom-breuses données de sismique réflexionrecueillies jusqu’en 1987 par les diversorganismes pétroliers (fig. 2) ont fait l’ob-jet d’un réexamen par Elf AquitaineProduction avec le soutien technique de laDEPF à Boussens entre 1991 et 1994. Ceréexamen a été mis à profit pour en réali-ser une synthèse cartographique dans le

cadre du programme de la CarteGéologique de la France.

L’interprétation de ces données géo-physiques a été calée à partir des infor-mations provenant de neuf forages enmer, les résultats des forages les plusrécents (fig. 1, fig. 3) ayant été exploitésen complément des données déjà publiées(Cravatte et al., 1974).

L’analyse des structures du rift et dusubstratum anté-rift a également été réa-lisée à partir des données de gravimétrie etd’un levé aéromagnétique à faible altitude(270 m), également réalisée dans le cadrede l’exploration pétrolière (levés Elf-Aquitaine-Languedoc-Roussillon et CEPM-Méditerranée Grands Fonds) (Guennoc etal., 1994). Ces travaux ont été réalisés pourpartie dans le cadre d’une thèse del’Université Paul Sabatier (Gorini, 1993) etont déjà fait l’objet de diverses publica-tions et communications (Debeglia et al.,1993 ; Gorini et al., 1991, 1993, 1994 ;Guennoc et al., 1994 ; Mauffret et al.,1995 ; Mauffret et Gorini, 1996).

En ce qui concerne les fossés deCamargue et de l’Hérault à terre, lescartes ont été complétées par les résultatsdes travaux réalisés à l’Université deMontpellier II à partir de l’analyse depuits et profils sismiques également obte-nus dans le cadre de l’exploration pétro-lière (Maerten et Séranne, 1995 ;Benedicto, 1996 ; Benedicto et al., 1996).

Les résultats obtenus à partir de nou-veaux profils de sismique industrielleacquis par Elf-Aquitaine Production(1996) et de sismique réflexion multitracesà grande pénétration (campagne LISA 95)obtenus dans la partie SW de la marge(Mauffret et al., sous presse) n’ont pas étéintégrés dans les documents cartogra-phiques mais les principaux éléments sontprésentés.

Réalisation des cartes de la margedu golfe du Lion

Pour des raisons diverses et notammentl’accès limité à certaines données, les tra-vaux de cartographie ont été focalisés sur laplate-forme du golfe du Lion. Il n’a pas étéréalisé de synthèse cartographique détailléede la partie profonde de la marge sur laquel-le des travaux sont en cours (T Dos Reis,Université de Paris VI). Toutefois, descartes à petite échelle des structures oligo-

miocènes de l’ensemble de la marge ont étépubliées (Gorini et al., 1994 ; Mauffret etal., 1995 ; Mauffret et Gorini, 1996).

Carte de la surface messinienne

Cette carte a été réalisée à partir dupointé des très nombreuses sections sis-miques en reportant les profondeurs-tempsmesurées (à partir de la surface de la mer)sur des plans de position à l’échelle du1/100 000. Des cartes d’isochrones trèsdétaillées de cette surface (intervalle50 millisecondes, environ 60 m) ont ététracées à la main puis numérisées. Ces iso-valeurs ont été transformées en grille àmaille régulière (375 x 750 m) de profon-deurs-temps à l’aide du logiciel Sierra.Après numérisation de la carte bathymé-trique et calcul de l’épaisseur-temps de latranche d’eau, les isopaques-temps de sédi-ments plio-quaternaires ont été calculéespar soustraction avec les isochrones de lasurface messinienne. La grille d’isopaques-temps a ensuite été transformée en iso-paques-mètres en appliquant une loi devitesse moyenne pour les séries plio-quater-naires sur l’ensemble de la plate-forme.Cette loi de vitesse (Epaisseur sédimentsplio-quaternaires (mètres) = 2253 + 396 xEpaisseur (secondes)) a été obtenue en ajus-tant au mieux à l’ensemble des puits dispo-nibles sur la plate-forme. Une loi de vitesseunique s’est avérée suffisamment précisepour la plate-forme compte tenu des écartsinférieurs ou égaux à une cinquantaine demètres constatés au niveau des puits.

La première carte d’isobathes de lasurface messinienne (profondeurs d’eau+ sédiments plio-quaternaires) tracée parinterpolation à partie de la grille calculéea ensuite été corrigée dans deux secteurs :

1 - sur la plate-forme, les différentesétapes d’interpolation avaient conduit à unlissage des détails morphologiques quiavaient pu être obtenus sur les premierstracés des courbes en isochrones. Lecontourage automatique en isobathes adonc été revu afin de rendre compte de cesdétails en ajustant au mieux les deux typesde carte. Les isobathes de la surface messi-nienne ainsi revues ont ensuite été numé-risées pour éditer la carte définitive.

2 - au niveau de la pente actuelle, latransformation des cartes d’isochrones enisobathes tenant compte de la profondeurd’eau a révélé des problèmes de correctionde vitesses, malgré la migration des profils,



liés aux variations très importantes etbrusques de bathymétrie sur les flancs descanyons. Il n’a donc pas été établi de cartedétaillée de la surface dans ce secteur. Lesisobathes calculées y ont été lissées en sebasant sur les profondeurs obtenues auniveau des interfluves où le meilleuraccord avec le secteur de plate-forme étaitobtenu. La carte de la surface messinienneest donc plus schématique pour les profon-deurs supérieures à 2000 ou 2250 m.

Carte du rift oligo-aquitanien

La carte des structures du rift, appeléeaussi carte du « substratum anté-tertiaire »,a été établie selon les mêmes principes quela carte de la surface messinienne.

La carte d’isochrones de cette surface aété réalisée à l’échelle du 1/100 000 puissynthétisée à 1/250 000. En mer les faillesont été reportées en fonction des observa-tions réalisées sur les profils sismiquesmais aussi d’après le contourage obtenu surla carte d’isochrones. Le calcul d’une carted’isobathes à partir de la carte d’isochroneségalement transformées en grille à maillerégulière n’a pu être réalisé à partir d’uneloi de vitesse moyenne unique pour l’en-semble du domaine considéré. La vitessemoyenne de 3000 m/s souvent utiliséepour les fossés oligocènes à terre s’est eneffet avérée trop imprécise en mer. Lesvitesses moyennes calculées au niveau despuits pour les séries miocènes varienteffectivement beaucoup selon les secteurs

de la plate-forme et les épaisseurs de sédi-ments post-rift. Un champ de vitesse adonc dû être calculé à l’aide du logicielSierra afin d’obtenir le meilleur ajustementau niveau des puits.

La variabilité des vitesses en fonctiondes secteurs a été également constatéepour les grands fonds. L’application desvitesses obtenues par sismique réfractiondans les grands fonds à toute la marge(Gorini et al., 1994) amène à des profon-deurs plus importantes au niveau desfossés de la plate-forme les plus profonds(8 km au lieu de 7 km). La vitesse moyen-ne pour les sédiments post-rift à partir desmesures de profil E.S.P. (Expanded SpreadProfile) dans les grands fonds (Pascal et



Fig. 2.- Grille de profils de sismique réflexion multitraces réalisées dans le cadre de l’exploration pétrolière et utilisées pour la réalisation des cartes d’isobathesdu rift oligocène et de la surface messinienne.

Fig. 2.- Grid of multichannel seismic reflection profiles shot for oil exploration and used for establishing isobath maps of the Oligocene rift and Messinian surface.



Fig.

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al., 1993) est de l’ordre de 3600 m/s tandisque les vitesses d’intervalles calculées parrapport aux puits sur la plate-forme varientde 2600 à 3300 m/s. L’absence de mesuresde sismique réfraction sur la plate-formelors de l’établissement de ces cartes et/oude puits au niveau des fossés n’a pas per-mis de déterminer avec plus d’exactitudeune loi de vitesse pour ces secteurs à fortecouverture post-rift.

Les levés postérieurs à cette étude et àl’établissement de ces cartes, réalisés d’unepart dans le cadre d’une campagne d’ex-ploration pétrolière, d’autre part durant lacampagne de sismique LISA ont conduit àproposer une révision de l’interprétation dutoit du substratum au niveau de la partieprofonde du fossé situé au sud-ouest qui estprésentée dans cette étude.

Cartes des surfaces tertiairesdans le domaine sud-languedocien

Les cartes des surfaces messinienneset du rift oligo-aquitanien dans le domai-ne sud-languedocien ont été établies,dans le cadre des travaux de A. Benedicto(1996) pour le fossé de Camargue et deL. Maerten pour le fossé de l’Hérault(Maerten et Séranne, 1995), à partir desdonnées de sondages disponibles et desdonnées sismiques de l’exploration pétro-lière sur les différents permis de ce sec-teur. Elles ont été établies séparément etraccordées au niveau des cartes d’iso-bathes finales à celles de la plate-forme.

Il convient de noter la représentationdifférente de la faille de Nîmes à terre parrapport aux failles en mer. A terre, la lar-geur de la faille représente la projection ensurface de l’aire comprise entre la crête dubloc supérieur d’une part et la limite desblocs supérieur et inférieur d’autre part. Enmer par contre, la largeur des failles nor-males a été restreinte aux secteurs les pluspentés afin de représenter plus largement latopographie du substratum.

Histoire géologique pré-rift

Le socle paléozoïque

Le socle paléozoïque du golfe du Liona été reconnu dans huit sondages pétroliersrépartis sur la plate-forme et sur la pentedu golfe du Lion. Les informations ainsiobtenues sont certes très ponctuelles, maisnéanmoins précieuses en raison de leur

localisation, pour la connaissance du socledu Sud-Est de la France (s.l.).

Etudes antérieures et travauxréalisés

Le premier forage ayant atteint le soclepaléozoïque du golfe du Lion (Mistral) aété réalisé en 1969. Trois autres forages(Sirocco, Tramontane, Autan) implantés aucours de cette première phase d’explora-tion au début des années 70, ont égalementpermis de recueillir des échantillons dusocle paléozoïque et les résultats princi-paux en furent présentés par Cravatte et al.(1974). Ces renseignements ont été inté-grés dans une analyse des données géophy-siques du golfe du Lion par Arthaud et al.(1980/81). L’ensemble de ces donnéesavait permis de conclure à l’extension d’unsocle paléozoïque de type « schistes desCévennes » très au large et de délimiterl’extension du granite de Sirocco par l’effetmagnétique lié à son auréole de contact.

Depuis, le socle paléozoïque a été foréà quatre autres reprises dans le golfe duLion, non loin des côtes (Cicindèle, AgdeMaritime) ou plus au large (Rascasse) etsurtout au pied de la marge actuelle à plusde 5000 m de profondeur sous 1260 md’eau (GLP2 : premier forage à cette pro-fondeur d’eau sur les marges françaises)(fig. 1, fig. 3). L’étude du socle paléo-zoïque a été menée à partir de l’analysedes rapports de forage, des résultats d’é-tudes en laboratoire et a été complétée parl’observation d’échantillons carottés et delames minces afin de reconstituer aussicomplètement que possible la successionlithologique des séries forées, les déforma-tions et le métamorphisme éventuels. Lesanalyses palynologiques complémentairesréalisées n’ont pas permis de recueillir denouveaux éléments de datation sur lesséries sédimentaires. Du fait de l’absenceou du très faible volume d’échantillon dis-ponible, il n’a pu être réalisé d’analysesgéochimiques ni de datation radiochrono-logique sur les faciès particuliers (ex. :granite de Sirocco, volcanites intercaléesdans les sédiments de GLP2).

Nature et structure générale du soclepaléozoïque du golfe du Lion

Etablie sur la base des résultats desforages (tabl. 1) et les données géophy-siques (sismique, gravimétrie magnétis-me...), la carte schématique de la nature du

substratum ante-rift (fig. 4) montre la largerépartition du socle « paléozoïque » (connuou supposé) sur la marge du golfe du Lion.Malgré le caractère ponctuel et fragmentai-re de l’information obtenue par les foragesqui ont atteint ce socle, une cartographietrès schématique, peut être esquissée auniveau du socle anté-mésozoïque.

Dans la partie nord-ouest de la plate-forme, des séries carbonatées datées duDévonien (Agde-Maritime) ou présuméesde cet âge (Tramontane) ont été reconnues.

Au centre, le granite de Sirocco, peudéformé d’après les quelques observa-tions réalisées, est présent sur un largesecteur de forme sub-circulaire commel’indiquent les anomalies géophysiques(Arthaud et al., 1980-81 ; Guennoc et al.,1994). Ce granite s’étendrait jusqu’à3 km de profondeur environ d’après lesmodélisations (Debeglia et al., 1993 ;Gorini, 1993 ; Guennoc et al., 1994).

Si l’on excepte ces forages et les sériesde base très déformées et de nature diffé-rente du forage Tramontane, les autresséries paléozoïques forées dans le golfe duLion présentent une certaine uniformité surune large zone. Il s’agit de métasédimentstrès fins, le plus souvent d’argilites et lesniveaux gréseux sont rares et de granu-lométrie faible. Les déformations (schisto-sité de flux, crénulation, microplis) sontparfois très marquées. Cependant leurcaractère épisodique et l’absence de méta-morphisme notable renforcent l’aspectmodéré des déformations enregistrées ycompris dans le socle paléozoïque charriéau niveau du forage de Cicindèle. Ceciconfirme que sur l’ensemble de la margedu golfe du Lion comme « partout où ilaffleure sur les bordures (Mouthoumet,Massif central et Maures), le socle paléo-zoïque est peu déformé au Pyrénéen »(Arthaud et Séguret, 1981, p. 56).

Les diverses tentatives de datation quiont été réalisées antérieurement (Cravatteet al., 1974) et celles tentées sur les foragesplus récents ayant été infructueuses, seulsles faciès de ces séries permettent de lesrapprocher de ceux de l’Ordovicien duMouthoumet (G. Bessières, comm.pers.).

Le socle des régions côtières

Peu connu dans le secteur du bassindu sud-est car enfoui sous les épaissesséries mésozoïques, le socle paléozoïque





Puit Prof.(1)

Nature Déformation, métamorphisme,paléogéographie

Age

GLP23676

à4990

(1264)

Sédiments fins, pélites, peu ou pasmétamorphisées (épizone) avecintercalations de niveaux plus grossiers(grès, quartzites, brèches localement),niveaux volcano-sédimentaires

1 petit niveau volcanique (0,5m) à labase : faciès de spilite altérée

Déformation faible, avec localementschistosité de flux et crénulation,microplis

Métamorphisme faible (anchi à épizone)

- Ages ? (palynologie,micropaléontologie) mais facièscomparables aux séries autochtones del’Ordovicien du Mouthoumet(G. Bessières, comm. Pers.)- Age K/Ar sur phyllites : cristallisationsentre 103-116 (muscovites) et 63-76 Ma(fractions fines, illites) (mesures Elf-Aquitaine) : métamorphisme crétacé etmélange avec Non daté, paléozoïqueprobable

AUTAN 3855 à3878(142)

Non carotté. Cuttings : schistesgraphiteux noirs, pyriteux, recoupés defilonnets de quartz, débris demétasédiments fins (pélites, silts)

Pas de déformation visible (cuttings desédiments fins)

Non daté, mélange de pollens duTertiaire, du Trias et de sporescarbonifères

MISTRAL 3340à

3452(98)

Alternance grès feldspathique et péliteschistosée.* Carottes : séries pélitiques noires etgrises, grès arkosiques et grauwackes

Schistosité pénétrative sub-horizontale,parallèle ou oblique à stratification,reprise par microplis

*Non daté (uniquement débris)Mesures sur fractions granulométriques :âge Rb/Sr 305 +/-2 Ma et 150 Ma surquelques micas et phengites(rajeunissement partiel ?)

RASCASSE 2681à

2713(104)

Pélites schistosées, silts, grès fin à trèsfins, microquartzites. Niveaux pélitiquesdécimétriques et niveaux gréseuxmétriques, pendage environ 30°. Fissuresà remplissage de quartz, calcite, anhydrite

Schistosité reprise par crénulation trèsoblique

Non datés, ni fossile, ni spores ou pollens

TRAMONTANE 3347à

3381,4(90)

- Calcaire dolomitisé bréchique rougeâtreà passées d’argile carbonatée et de grèsfins rouges et à éléments de grès et dequartzites- 3365 : contact anormal ?* Carotte de base : calcaires graphiteuxnoirs silicifiés à schistes plus ou moinsgraphiteux noirs et rouges à la base

* Foliation sub-verticale à très inclinée,reprise par plis isoclinaux, et pardéformation postérieure. Localementzones mylonitisées.Plans de failles à stries sub-horizontales(mouvement senestre)

- Sections d’Ammonoidés, Ostracodes, etcalcisphères mais âge ?Faciès comparable au DévonienMontagne Noire (Fammenien, Viséen ?)* Pas de microfaune, faciès proche ( ?) del’Ordovicien inférieur du Mouthoumet

AGDE –MARITIME

10461319(66)

Calcaire dolomitique blanc à rosé, argilenoirâtre schisteuse, argile silicifiée plusou moins silteuse à intercalations de grès,calcaire mudstone blanc à rose ou grisclair

Figures stylolithiques dans calcairesTraces de schistosité et crénulation

Carottes : microfaune riche (Tentaculites,Ostracodes, spicules de spongiaires,fragments de bivalves, Crinoïdes,Lamellibranches et Ammonoidés). AgeDévonien imprécis : ante-Fammenien ?Faciès proche du Dévonien moyen àsupérieur (calcaires Roc-Blanc de la zonenord-pyrénéenne)

506à

751

Unité mésozoïque supérieure :- dolomie calcaire et calcaires- dolomie et argiles- calcaires et dolomies

très fracturée (karstifiée) au sommet,Faciès et microfaunes : dépôts de plate-forme (id forage Saintes-Maries)

- Kimméridgien inférieur- Callovien-Bathonien supérieur- non datées (Jurassique ?)

751à

893

Série métamorphique supérieure : (trèsfaible récupération) schistes, fragmentsde conglomérats, niveaux filoniens

2 plans de foliation, pendages faibles (7-8° SW) à moyens (24 à 34° SW)

Non daté, faciès ?

893 à1008

Unité mésozoïque inférieure :- calcaire marneux, ± siliceux et dolomie- argile dolomitique- anhydrite- conglomérat de quartz à la base.

Pendages faibles (5-7°NW au sommet à4-7°SW à SSE à la base)

Faciès rapportés au Jurassique au sommetet au Trias à la base

CICINDELE

1008à

1502(22)

Série métamorphique inférieure : à labase série gréso-pélitique, alternance defins niveaux millimétriques àcentimétriques de pélites noires ou grisverdâtre montrant un granoclassement

Stratification régulière et inclinée de 55°(par rapport à la carotte ), localementmicroplis et crénulation.Schistosité de flux 1 discontinue obliquepar rapport à stratification

matière organique complètementcarbonisée, des débris noirs et aucunetrace de microfloreTraces de métamorphismes ancienscambriens et hercyniens (Rb/Sr rochetotale : 378 ± 7 Ma, rapport à l’origine0,7193, signification ?)

SIROCCO 1166à

1294(94)

Granite (Leucogranite porphyroïde) roséà verdâtre à cristaux de feldspathpotassique automorphe à inclusions deplagioclase, souvent séricitisé, chloritepeu abondante en amas, quartzlocalement subautomorphe

280 Ma (Rb/Sr roche totale)granite commun des soclesmétamorphiques anatectiques,comparaison avec granites sardes ou est-pyrénéens ? (pas de géochimie détaillée)

CALMAR 2773à

3214(86m)

Un niveau calcaire fracturé (karst ?), unedolomie massive puis des calcaires, desargiles et quelques niveaux dolomitiquesà la base

Faciès de plate-forme.

Contact tectonique situé au niveau duchangement de faciès vers -3357 mètres(-3251 m sous le fond de la mer)(Mc Donagh, 1983).

Série inversée Jurassique moyen :- dolomie massive supérieure non datéemais rapportée au Bathonien-Bajocienpar analogie de faciès- niveaux inférieurs datés du Callovien-Bathonien.

(1) : profondeurs en mètres à partir du fond de la mer et entre parenthèses : profondeur d’eau au niveau du forage

Tabl. 1.- Description du substratum anté-rift foré dans le golfe du Lion.

Table 1.- Description of the pre-rift substratum in the Gulf of Lions.



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des régions bordières affleure dans dessecteurs proches de la plate-forme ausud-ouest ou à l’est.

Au niveau de la bordure catalane, onnotera qu’aucune série très métamor-phique ou plutonique du type de cellesqui affleurent largement au niveau de lazone axiale au sud de Perpignan, n’a étérencontré en mer, que ce soit au niveaudes forages de Rascasse ou de GLP2.

Dans la zone côtière, le socle desrégions du Roussillon est également diffé-rent de celui de la plate-forme puisqueconstitué de brèche mylonitique (Canet 1)(fig. 4) pouvant s’apparenter à la série deCanaveilles (Gottis, 1958). Plus au nord,le sondage de Fitou a rencontré une lamede schistes peu métamorphiques intercalésà faible profondeur (135 - 210 m) dans desséries évaporitiques triasiques puis à labase du sondage (650 à 672 m) de schistescarburés siluriens, de schistes carburés etjaspes (« lydiennes ») carbonifères(Destombes, 1948). La nature des sériesprésentes dans ce sondage s’apparente àcelle rencontrée dans le sondage deTramontane 35 km plus à l’est (fig. 4). Laprésence dans ce sondage de séries tria-siques et, immédiatement plus à l’ouest, deséries jurassiques et crétacées, s’accordeavec le schéma d’un socle paléozoïqueentièrement « dénudé » sous les sédi-ments tertiaires dans ce secteur du golfe duLion et composé de séries ordoviciennes àcarbonifères (incluant les séries dévo-niennes du forage d’Agde Maritime).

Le socle paléozoïque sarde et laposition des blocs de socle varisque

Compte tenu du faible nombre d’in-formations disponibles, une reconstitu-tion même schématique des principauxdomaines de la chaîne varisque au niveaudu golfe du Lion apparaît très imprécise.

On peut néanmoins rappeler que lescorrélations au niveau du socle varisqueentre le bloc corso-sarde et le sud de laFrance amènent à rapprocher la Provencede la Nurra sarde (Chabrier et Mascle,1975). Cela conduit aussi à envisager quele domaine tardi-paléozoïque jouxtant lesocle du golfe du Lion était celui de lamarge sud-ouest sarde et de l’Iglesiente.Dans cette région, le socle paléozoïqueest également constitué de séries sédi-mentaires peu déformées et peu méta-morphisées (Carmignani et al., 1986).

Sur la marge de la Nurra sarde, le fora-ge DSDP 134 du leg XIII a rencontré unsocle constitué de phyllites sériciteuses, demétagraywackes peu métamorphisées etaffectées par une schistosité assez faible,oblique ou parallèle à la stratification. Cefaciès est tout à fait comparable à celui dusocle du forage Mistral (Hsü et al., 1973) etencore davantage de celui des métasédi-ments rencontrés à la base du forage GLP2.Ce rapprochement est d’autant plus signifi-catif que le forage 134 se situe au voisinageimmédiat des puits situés en rebord deplate-forme (Rascasse, Autan, GLP2) sil’on tient compte de la proximité du bloc

corso-sarde avant l’ouverture du bassinliguro-provençal. Cependant une telle simi-litude (et relative homogénéité) du soclepaléozoïque entre ces régions doit être ana-lysée à la lumière des mouvements cinéma-tiques post-paléozoïques. En effet, c’estdans ce secteur précis qu’est supposé sesituer le prolongement de la FailleNord-Pyrénéenne, le long de laquelle sontsupposés d’importants mouvements trans-currents tardi-hercyniens dextres, puissénestres au Crétacé inférieur (Arthaud etMatte, 1975 ; Olivet, 1996) (voir plus loin).Quoi qu’il en soit, on peut retenir qu’aucunterrain métamorphique de nature compa-rable à ceux de la zone axiale pyrénéennen’a été reconnu à ce jour sur les marges dugolfe du Lion ou de la Sardaigne.

Histoire triasique et jurassique :la terminaison

du Bassin du Sud-Est

Evolution régionaleet paléogéographie des régionspériphériques

L’histoire mésozoïque de la région estmarquée par la formation du bassin duSud-Est au Permien (Debrand-Passard etal., 1984) ou au Trias (Baudrimont etDubois, 1977 ; Curnelle et Dubois, 1986)lors d’une phase de distension qui a réac-tivé les grandes structures tardi-hercy-niennes. Parmi celles-ci, l’importanteFaille des Cévennes a contrôlé toute l’évo-lution de ce bassin dans sa partie occiden-tale (fig. 5). Les dépôts sédimentaires



Bassin du Sud-Est et bordures Golfe du LionTrias Sédimentation peu profonde (détritique grossière, évaporites) puis marine (dépôts profonds au

centre, littoral (carbonates de plate-forme, milieu récifal, lagunaire) sur les bordures. Existenced’un sillon avec dépôts de halite entre failles des Cévennes et de Nîmes

Plate-forme, prolongement ? de zonessubsidentes

Jurassiqueinférieur /Lias

Formation du sillon sub-alpin (distension E-W à ENE-WSW). Au sud, plate-forme desCorbières à la Provence (Hettangien) puis milieu marin plus ouvert vers le sud et l’ouest(Carixien – Domérien)

Plate-forme méridionale s’étendant sur ledomaine nord-ouest sarde (Corse et AlpesMaritimes émergées)

Jurassiquemoyen /Dogger

Individualisation du bassin du Sud-Est (distension, volcanisme), bassin fermé au sud : plate-forme Corbières – Camargue – Provence à l’Aalénien, Bajocien : émersion mais bassinsuccédant à plate-forme en Provence.Bathonien : instabilités, ouverture du bassin piedmontais, instabilités dans bassin du SE,réactivations de failles , glissements syn-sédimentaires sur les bordures, émersion aveckarstification (Corbières, Provence)Callovien : faciès de bassin (Terres-Noires) jusqu’au nord de Montpellier

Apports détritiques (micacés) ducontinent corso-sarde

Jurassiquesupérieur

Plate-forme externe (calcaire dolomitique, dolomies) sur les régions périphériques (Corbières,Provence, Camargue)Callovo-Oxfordien : immersion accrue des zones provençale et ouest sarde (subsidences desmarges liguro-piedmontaises)Bassin du SE : tendance régressive (sédiments plus carbonatés)Jurassique terminal : tendance régressive avec plate-forme interne des Corbières à la Provence(soulèvement régional), faciès récifaux à la fin Jurassique.Structuration E-W au centre du bassin (bordure du futur bassin vocontien)

Plate-forme externe ?

Plate-forme interne et ? émersionslocales ?

Tabl. 2.- Résumé et l’histoire mésozoïque du bassin du Sud-Est et de ses bordures.

Table 2.- Summary of the Mesozoic history of the Southeast Basin and its borders.

continus depuis le Trias jusqu’auJurassique supérieur, révèlent de grandesvariations d’épaisseur entre le centre et lesbordures du bassin : respectivement plusde 10 000 m et 2 à 3000 m (Baudrimont etDubois, 1977).

Le résumé de l’histoire régionale(tabl. 2) montre que durant le Jurassique, legolfe du Lion et ses bordures ont vraisem-blablement constitué une vaste plate-formebordant au sud l’important bassin du Sud-Est (fig. 5). Cependant une extension plusgrande des faciès de bassin en liaison avecle fonctionnement de la faille de laDurance est aussi postulée par Monleau(1986) qui attribue un rôle important auJurasssique, à cette fracturation ainsiqu’aux failles transverses NW-SE.

En admettant un tel contrôle tecto-nique des aires de sédimentation et enconsidérant que la région du golfe duLion s’est située pour l’essentiel au suddu domaine de subsidence principal, les

dépôts jurassiques de cette plate-formeméridionale ont donc dû être principale-ment carbonatés et d’épaisseur relative-ment limitée au Jurassique, avec toutefoisdes variations significatives possibles,induites par les fractures principales.

Nature du substratum mésozoïquedu golfe du Lion

Les diverses études antérieures ontmontré la faible représentation des sériesmésozoïques dans le golfe du Lion.Néanmoins à terre, les forages situés prèsde la côte (fig. 4) ont fréquemment ren-contré des séries crétacées et/ou juras-siques et en mer, deux forages réalisésnon loin des côtes languedociennes, onttraversé un substratum ante-rift composéde séries jurassiques (tabl. 1) :

- le forage CICINDELE, implanté àproximité de la Camargue, dans le secteurnord-est de la plate-forme, a rencontré àfaible profondeur (- 481 m sous le fond

marin) des séries jurassiques tectoniséesintercalées entre des séries « métamor-phiques » paléozoïques (fig. 3, 4, tabl. 1).

Les faciès et les microfaunesobservées indiquent des dépôts de plate-forme qui se raccordent à ceux rencontrésà terre dans le forage Sainte-Marie et cettezone de plate-forme marque donc bien lalimite sud du bassin (profond) du Sud-Estau Jurassique moyen (fig. 5, tabl. 2).

Les niveaux rencontrés dans l’unitémésozoïque inférieure (dolomie, …) serapprochent de ceux du Trias que l’onretrouve communément comme niveau dedécollement à la base des chevauchementsdans toute la région languedocienne. Laprésence de ce niveau triasique supposé etsurtout l’implication du socle paléozoïquedans ces écailles relativement mincesconfirment la faible épaisseur des sériesmésozoïques dans ce secteur par rapportaux domaines plus septentrionaux où leschevauchements tertiaires ont conduit àl’imbrication d’unités mésozoïques plusépaisses (Arthaud et Séguret, 1981).

- le forage CALMAR, situé à la limiteentre les secteurs nord-est et sud-ouest dela plate-forme du golfe du Lion a étéimplanté sur un horst intermédiaire allongéNE-SW sur la zone de seuil séparant le gra-ben de Vistrenque et le graben central(fig. 4). Les séries forées (fig. 3, tabl. 1)correspondent à des faciès de plate-formedu Jurassique moyen connus dans lesrégions limitrophes à terre. On note la pré-sence d’un contact tectonique se situantau niveau du changement de faciès vers-3357 m (-3251 m sous le fond de la mer)(Mc Donagh, 1983). Ici encore, onremarque l’absence de toute trace dedépôts crétacés dans ces unités méso-zoïques tectonisées.

Des éléments de séries mésozoïquesont aussi été reconnus dans les conglomé-rats (peu épais) rencontrés à la base decertains forages dans le golfe du Lion,notamment au niveau du puits GLP2.

Epaisseur et extension des sériesmésozoïques (jurassiques ?)dans le golfe du Lion

Si les séries mésozoïques sont peureprésentées et semblent peu épaissesdans le golfe du Lion d’après les résultatsdes forages réalisés, une extension bienplus large et surtout des épaisseurs bien



Fig. 5.- Principaux éléments de l’évolution paléographique du sud-est de la France au Jurassique (d’aprèsCurnelle et Dubois, 1986).Limite externe de la plate-forme carbonatée du bassin du Sud-Est, 1 : au Jurassique inférieur, 2 : à lalimite Jurassique inférieur / moyen, 3 : au Jurassique supérieur, 4 : extension de la fosse vocontienne auJurassique supérieur, 5 : plate-forme carbonatée au Jurassique supérieur.

Fig. 5.- Main elements of the paleogeographic evolution of southeastern France during the Jurassic(after Curnelle and Dubois, 1986).Outer limit of the Southeast Basin carbonate shelf, 1: during the Early Jurassic, 2: at the Early/MiddleJurassic boundary, 3: during the Late Jurassic; 4: extension of the Vocontian graben during the LateJurassic; 5: Carbonate shelf during the Late Jurassic; 6: Oil wells in the Gulf of Lions.

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Dans la partie nord-ouest du golfe, lesfaciès sismiques observés en mer et le pro-longement des structures reconnues à terre(Gorini et al., 1991) indiquent l’existenced’une couverture mésozoïque continuedans certaines régions proches de la côteoù son épaisseur peut être estimée à envi-ron 2 km. Vers le large, le socle paléo-zoïque affleure sans doute sur de vastessecteurs. Cependant l’existence de dépôtsmésozoïques peu épais et profondémentenfouis peut y être présumée notammentau niveau du substratum du graben central.Les forages en mer ont en effet tous étéimplantés sur les reliefs où le Paléozoïquea été largement dénudé par la tectoniqueou l’érosion pré-rift. (fig. 4, carte 1).

Dans les secteurs côtiers, les sériesmésozoïques sont vraisemblablement peuépaisses et le substratum anté-Oligocène denature variable est le puits Agde-Maritime,implanté à une quinzaine de kilomètres ausud de Cap d’Agde, a ainsi rencontré unsocle paléozoïque sous les dépôts tertiairesalors que tous les puits environnants réa-lisés sur la côte languedocienne (fig. 4), demême que le puits Calmar foré à 20 km aunord-est d’Agde-Maritime (fig. 3, 4) ontforé des séries mésozoïques.

A l’ouest du golfe, la répartition desséries mésozoïques, estimée d’après lesfaciès sismiques lités observés au sein dusubstratum acoustique, montre une distri-bution en « doigt de gant » entre les zonesoù le socle paléozoïque affleurerait au toitdu substratum anté-rift (fig. 4). Cette distri-bution peut être liée aux événements posté-rieurs (mouvements pyrénéens, érosionante- et syn-rift) mais elle peut aussi être,au moins en partie, héritée d’une paléogéo-graphie jurassique et à un jeu des accidentsprolongeant la faille de Nîmes auMésozoïque.

Au sud de la Camargue, la nature dusubstratum foré dans le puits Cicindèle(fig. 3, 4) révèle la faible épaisseur duMésozoïque dans ce secteur avant lesdéformations pyrénéennes. Cela peut tra-duire une paléogéographie jurassiquedifférenciée par rapport au domaine situéplus au nord où les séries sont épaisseset/ou une érosion au Crétacé de dépôtsjurassiques initialement plus épais. Versl’est, au niveau du horst de Beauduc

(fig. 4, 6), le Mésozoïque serait égalementpeu épais d’après la sismique réflexion.

Plus à l’est, dans le secteur situé ausud-est de la Camargue et à l’ouest de laProvence, seule la sismique réflexion per-met d’avoir quelques indications sur lanature du substratum anté-rift en mer. Lesréflexions organisées observées au sein dusocle acoustique indiquent que les séries yseraient moins déformées que sur la plate-forme occidentale. A partir de ces données,complétées par celles de puits implantés àterre près de la côte, des séries jurassiquesépaisses sont présumées au niveau du horstde Camargue (Mauffret et Gorini, 1996)aussi appelé horst du Rhône (Gorini, 1993)(fig. 6). Dans ce secteur, les profils de sis-mique industrielle et le profil ECORSmontrent un réflecteur profond qui estinterprété par Mauffret et Gorini (1996)comme un chevauchement éocène réactivéen jeu normal à l’oligocène mais aussicomme un marqueur de la base d’un bassinmésozoïque très profond. Par analogieavec le bassin du Sud-Est, une profondeurde l’ordre de 10 km est présumée par cesauteurs pour ce bassin. Le prolongementsur la plate-forme du bassin du Sud-Ests’accorde avec les faciès observés au puitsIstres 101, au nord-est de l’étang de Berre,où, au sein des épaisses séries jurassiqueset crétacées forées jusqu’à - 5616 m, onrencontre des séries marneuses noires duJurassique inférieur et moyen correspon-dant au faciès profond du bassin du Sud-Est (in Debrand-Passard et al., 1984 ; DeGracianski et al., 1998). On notera aussique cette zone, où aurait existé un bassinmésozoïque épais (fig. 4, 5), correspond àla zone d’inflexion des isobathes du Mohoindiquant une croûte amincie dans ce sec-teur (in Guennoc et al., 1994).

Vers le sud, cette zone à séries méso-zoïques épaisses serait limitée par les zonesde socle paléozoïque d’Autan et de GLP2(fig. 4) où seuls des fragments de galets deséries mésozoïques ont été recueillis(tabl. 1). Là encore, des causes diversespeuvent expliquer une telle différence d’é-paisseur de séries mésozoïques dans dessecteurs très proches : structuration juras-sique, érosion crétacée, ou dénudationspostérieures (voir plus loin).

Sur la plate-forme provençale, à l’estde la faille de l’Arlésienne (fig. 6), lesséries mésozoïques sont connues à l’affleu-rement sur la pente (Froget, 1974). Leurprésence à proximité de socle paléozoïque

à l’affleurement (fig. 4) démontre ici aussila faible épaisseur actuelle du Mésozoïque.Ce socle paléozoïque s’approfondit vers lenord sous le bassin de la Nerthe au large deMarseille. Cette région apparaît fortementstructurée selon une direction E-W héritéede l’histoire crétacée et clairement séparéede la plate-forme du golfe du Lion par lafaille ou la zone de transfert del’Arlésienne (Mauffret et Gorini, 1996).

En résumé, au cours de l’évolutiontriasique et jurassique, le golfe du Lionapparaît comme une zone de bordure(plate-forme externe ou interne) avec unesédimentation nettement plus réduitequ’au centre du bassin (« zone haute »Arthaud et Séguret, 1981). Cependant lajuxtaposition de zones à faible épaisseursédimentaire et de zones à dépôts épais,reconnus en forage à terre dans les régionscôtières ou présumées en mer d’après lasismique réflexion, indique qu’une struc-turation plus complexe que celle d’unezone de plate-forme continue et« homogène » a vraisemblablement existé.Les grandes fractures ou zones de trans-ferts qui jouent un rôle important lors durifting oligocène ont également dû jouerun rôle lors de cette période mésozoïque.Une telle zone transverse NW-SE pourraitavoir limité au sud le « bassin profond »longeant les failles cévenoles et « décalé »vers le sud-est, au sud de la Camargue, lazone de dépôt à forte sédimentation.

A une échelle plus large, les reconstitu-tions paléogéographiques sont très incer-taines en raison des grandes incertitudesquant aux positions respectives du bloccorso-sarde et de l’Ibérie par rapport àl’Europe, illustrées par la variété desreconstitutions cinématiques proposées(ex. Biju-Duval, 1997 ; Sibuet et Collette,1991 ; Olivet 1996) (fig. 7). Ainsi au Triaset au Jurassique, les régions bordières dugolfe du Lion ont été, soit la marge ouest-sarde dans le cas d’une position très orien-tale du bloc corso-sarde durant tout lemésozoïque, soit la marge ouest corse oubien encore, un domaine de plate-formequi aurait prolongé l’ensemble corso-sardevers l’est et représenterait le promontoirebriançonnais (Stampfli, 1995).

Evolution crétacée, déplacementsIbérie / Europe

L’imprécision sur la position desplaques à la fin du Jurassique est un élé-





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ment important d’incertitude sur l’évolu-tion de la région au Crétacé, période quireprésente une étape fondamentale maisencore mal connue dans l’histoire régionale.

En l’absence de séries crétacées dansles forages du golfe du Lion, l’évolutioncomplexe, marquée par des changementsde paléogéographie et de dépocentres, nepeut être reconstituée dans ses grandstraits que sur la base de la distribution desfaciès de dépôts à la périphérie (Arthaud etSéguret, 1981, Baudrimont et Dubois,1977 ; Debrand-Passard et al., 1984 ;Curnelle et Dubois, 1986). Les change-ments les plus notables (tabl. 3, fig. 8) sontla mise en place, dès la fin du Jurassique,d’une structuration E-W marquée par laréduction vers le nord du bassin du Sud-Est à un profond sillon, la fosse vocontien-ne, et par son rétrécissement progressifdurant le Crétacé inférieur. Au sud, une

plate-forme carbonatée s’étendait jusqu’àla bordure nord du golfe du Lion, limitéevers le sud par un haut-fond provençal(fig. 8a). A l’Albien et au Cénomanien,cette plate-forme fait place à un sillon(fig. 8b) où se déposent des sédimentsargilo-silteux épais de quelques centainesde mètres tandis que plus au nord émergele bombement durancien et que, sur lesbordures, des dépôts détritiques étendustémoignent d’une reprise d’érosion.

Cette évolution traduit l’influence pré-pondérante de contraintes liées au riftingpuis à l’ouverture du golfe de Gascogne etaux déplacements relatifs de la micro-plaque ibérique (Ibérie et bloc corso-sarde) par rapport à la plaque Europe (fig.8a, 8b). Cependant si la chronologie de cesévénements est bien définie, l’ampleur desmouvements relatifs, les positions initialesdes plaques les unes par rapport aux

autres, la nature de la (des) zone(s) fron-tière(s), sont toujours discutés.

L’hypothèse d’un grand déplacement(environ 300 km) de la plaque ibérique versle sud-est lors de l’ouverture du golfe deGascogne (Olivet, 1996 et ref.) (fig. 7, 8)satisfait à diverses contraintes cinématiquesdans l’Atlantique nord-est mais aussi à l’ab-sence de compression à la fin du Crétacéinférieur à l’est des Pyrénées. Néanmoins,elle se heurte d’une part à la difficulté duprolongement vers l’ouest et vers l’estd’une frontière de plaques communémentsituée le long de la Faille Nord-Pyrénéenneet d’autre part aux rapprochements établisentre les unités géologiques situées de partet d’autre de cette « frontière ». Ceux-ciconduisent à proposer la persistance, duPermien à l’Oligocène, d’un ensemble« Languedoc, Provence, Alpes Maritimes,Corse, Sardaigne » sans déplacement



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Fig. 7.- Présentation schématique de diverses hypothèses sur les positions respectives de la microplaque Ibérie et du bloc corso-sarde par rapport à l’Europe auMésozoïque d’après (a) : Olivet (1996) (1 à 3 : mouvements de la microplaque Ibérie au Crétacé inférieur) ; (b) : Sibuet et Collette (1991) ; (c) : Vially etTrémolières (1996) ; (d) : Stampfli (1995), R.V : rift valaisan.

Fig. 7.- Schematic presentation of different hypotheses concerning the respective positions of the Iberian microplate and the Corsica-Sardinia block in relationto Europe during the Mesozoic according to (a): Olivet (1996) (1 to 3: movements of the Iberian microplate during the Early Cretaceous); (b): Sibuet andCollette (1991); (c): Vially and Trémolières (1996); (d): Stampfli (1995), R.V.: Valais rift.

relatif de grande ampleur (voir revue inBoillot, 1984).

En ce qui concerne les témoins éven-tuels de structures crétacées de direction E-W dans le golfe du Lion, ceux-ci sontlimités à quelques anomalies magnétiquesen bordure de plate-forme (Guennoc etal., 1994) et aux structures du rift de direc-tion sensiblement E-W observées dans lesecteur GLP2 (Gorini, 1993) et aux indicesd’épimétamorphisme d’âge crétacé dans lesubstratum de ce puits (tabl. 1) (fig. 6,carte 1). Les traits particuliers de ce fossésont interprétés comme la trace d’un acci-dent important du substratum, c’est-à-direun prolongement d’un segment oriental dela FNP (Gorini, 1993, Gorini et al., 1993 ;Mauffret et Gorini, 1996) ou d’un fosséd’âge crétacé inférieur situé en bordure decelle-ci et réactivé à l’Oligocène (Séranneet al., 1995). Ce prolongement vers l’est destructures pyrénéennes et en particulier dela faille nord-pyrénéenne (FNP) a fait l’ob-jet de nombreuses discussions (ex. Arthaudet al., 1980-81 ...).Toutefois, l’étude desstructures du rift et du substratum nemontre aucune évidence de structure E-Wmajeure à l’est des Pyrénées orientales,sous la plaine côtière ou au large duRoussillon (fig. 6, carte 1).

Cette absence de structures E-W« héritées » sur ce secteur de la marge peutêtre mise en parallèle avec l’interruptionvers l’est des anomalies gravimétriquespositives de la zone nord-pyrénéenne,interprétées comme des effets desremontées mantelliques sous les rifts cré-tacés. A l’est des Pyrénées, les anomaliesde gravité sont en effet orientées selon lesdirections NE-SW et NW-SE.

La question du prolongement de cesstructures crétacées et des structures orogé-niques doit être examinée à la lumière desmouvements postérieurs, lors de la tec-togénèse pyrénéenne, en tenant compte desdéplacements relatifs nord-sud qui peuventêtre estimés dans les Pyrénées d’une part etdans le golfe du Lion d’autre part.

Fin de l’histoire pré -rift : évolutionfini-crétacée à tertiaire inférieur

et structures pyrénéennesdans le golfe du Lion

L’histoire pyrénéenne du sud-est estconnue par l’étude des structures à terrebien identifiées dans les Corbières(Viallard, 1987), dans la région de

Montpellier (Arthaud et Mattauer, 1969,1972 ; Arthaud et Séguret, 1981 ; Arthaudet Durand, 1989) ou en Provence (Guieuet Rousset,1978). Dans le golfe du Lion,quelques forages (Cicindèle, Calmar) etles profils sismiques apportent des infor-mations complémentaires sur la tecto-genèse pyrénéenne.

Les déformations pyrénéennesdans le Sud-Est de la France

La juxtaposition de domaines à cou-verture mésozoïque de nature et d’épais-seur très différentes à la fin du Crétacé aconduit à la formation de structures trèsdifférenciées lors de la tectogenèsepyrénéenne, notamment entre les secteurssitués à l’ouest et à l’est de la faille desCévennes (Arthaud et Durand, 1989). Lesprincipaux facteurs qui ont contrôlé cesdéformations pyrénéennes sont l’épaisseuret la nature (carbonatée ou argileuse) desséries mésozoïques et la localisation desgrands accidents de socle (Arthaud etSéguret, 1981).

Ainsi, dans le Languedoc (fig. 6), lacompression pyrénéenne, orientée NNE-SSW, a engendré des structures variées,



Bassin du Sud-Est et régions périphériques Zone du golfe du LionBerriasien –Valanginien –

Extension du bassin vocontien vers le sud-ouestForte structuration E-W

Bassin au nord-est du golfeZones émergées ou plate-forme internepeu profonde

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Faciès de plate-forme interne et externe très développés Idem ?

Barrémo-Aptien Faciès urgoniens (mileu infra à supra-littoral) = forte réduction de la profondeur dubassin liée à la fermeture du bassin mésozoïque.Extension d’une plate-forme carbonatée de la Basse-Provence à l‘ouest de laSardaigne

Plate-forme carbonatée (Masse etAleman, 1982) ou zone émergée (Fourcade et al., 1977)?

Aptien inférieur Zone plus profonde du sillon sud-provençal au SW de la Sardaigne « sillon » au niveau de la pente actuelledu golfe du Lion ?

Aptien (Bédoulien)Aptien – Albien

Approfondissement du milieu : disparition des faciès de plate-forme (tectonique enextension N-S locale)Reprise de l’érosion dans les Corbières, détritisme provenant du Massif central

Albien-Cénomanien Large émersion du Massif central aux Maures, « Isthme Durancien » ? ou ridecentrale et anticlinaux et synclinaux E-W.Développement des dépôts latéritiques et des bauxites : Provence, Corbières,Catalogne , SardaigneCreusement du sillon sud-provençal : marnes bleues et turbiditesExtension albo-aptienne et sillons E-W à WSW-ENE au sein du bombementdurancien (synchrone ouverture golfe de Gascogne)

Existence probable de « sillons crétacés »Prolongement incertain d’un « sous-bassin de la Provence aux Corbières »Fossés étroits ou allongés NE-SW(N50°E) plus ou moins discontinus

Crétacé supérieurSénonien supérieur

Sédimentation dans 2 dépocentres : sillon sud-provençalPlate-forme carbonatée en Provence, Languedoc, Sardaigne

Prolongement sur le secteur est du golfedu Lion (cf. forages côtiers) mais sansdoute discontinus vers l’ouest

Cénomanien –Coniacien

Fermeture progressive des sillons

Turonien inférieur Mouvements épirogéniques localisésFin Crétacé(à Eocène inférieur)

Fermeture des bassins, soulèvement généralisé (compression N-S), plissement de lacouverture mésozoïque, dépôts détritiques syn-tectoniques dans les Corbières, fosséssyn-tectoniques liés à mouvements transcurrents

Soulèvement, plissements et mouvementstranscurrents probables

Tabl. 3.- Histoire du bassin du Sud-Est et des régions périphériques au Crétacé.

Table 3.- History of the Southeast Basin and surrounding areas during the Cretaceous.

plis et chevauchements N70 à N110°E etdécrochements N20 à N50°E au cours dedeux phases de déformation principale,Paléocène-Eocène et Eocène supérieur(Arthaud et Séguret, 1981 ; Arthaud etDurand, 1989). Dans les zones à faiblecouverture sédimentaire, les déformationspyrénéennes ont été marquées par des che-vauchements impliquant des lames de

socle et des lambeaux de couverture, aveclocalement un décollement plus ou moinsimportant de la couverture sus-jacente(nappes des Corbières, nappes pro-vençales). Dans les secteurs à séries méso-zoïques épaisses, la déformation s’estsurtout manifestée sous la forme de grandsplis droits, les accidents du socle, pro-fondément enfouis, jouant un rôle mineur.

Le raccourcissement lié à la tectoniquepyrénéenne au niveau de Montpellier a étéestimé à 40 km environ (Arthaud etSéguret, 1981) ; il aurait été compris entre45 et 75 km au niveau des nappes pro-vençales (Guieu et Rousset, 1978). Aunord du Roussillon, des blocs de socle trèsmétamorphique observés au sein de lasemelle de Trias dans la fenêtre de Fitou



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Fig. 8.- Evolution paléogéographique au Crétacé (d’après Curnelle et Dubois, 1986) et cinématique reconstituée d’après Olivet (1996).a - au Crétacé inférieur (Barrémien) ; b - au Crétacé moyen (Albien supérieur) ; c - au Crétacé supérieur (Coniacien) ; d - mouvements et principalesdéformations tertiaires.Position de la microplaque Ibérie et du bloc corso-sarde (1) : avant l’ouverture du golfe de Gascogne ; (2) : à la fin de l’ouverture, (3) : à la fin des mouvementspyrénéens. Noter la différence de mouvements relatifs vers le nord de l’Ibérie d’une part et du bloc corso-sarde d’autre part. Légendes des caissons :a - 1 : faciès de bassin ; 2 : plate-forme carbonatée à faciès urgoniens dans le Sud-Estb - 1 : bassin à turbidites ; 2 : plate-forme argilo-silteuse ; 3 : plate-forme carbonatéec - 1 : faciès de bassin ; 2 : plate-forme interne à externe ; 3 : faciès flyschd - Localisation de la Faille Nord-Pyrénéenne avant (1) et après (2) les mouvements pyrénéens, 3 : principaux chevauchements

Fig. 8.- Paleogeographic evolution during the Cretaceous (after Curnelle and Dubois, 1986) with reconstructed kinematics after Olivet (1996). a - Early Cretaceous (Barremian); b - Middle Cretaceous (late Albian); c - Late Cretaceous (Coniacian); d - Tertiary movements and main deformationPosition of the Iberian microplate and the Corsica-Sardinia block (1): before the opening of the Bay of Biscay; (2): at the end of the opening, (3): at the endof the Pyrenean movements. Note the differences in relative Northward movement of Iberia on one side and of the Corsica-Sardinia block on the other side.Box legends:a - 1: basin facies; 2: carbonate shelf with Urgonian facies in the southeastb - 1: turbidite basin; 2: clayey-silty shelf; 3: carbonate shelfc - 1: basin facies; 2: inner to outer shelf; 3: flysch faciesd - Location of the North Pyrenean Fault before (1) and after (2) the Pyrenean movements, 3: major thrusts.

sont analogues à ceux qui jalonnent la zonenord-pyrénéenne. La disparition des ano-malies de gravimétrie sous la plaine duRoussillon suggère fortement l’écaillagevers le nord-ouest d’un socle de type« nord-pyrénéen » et des faciès de croûteprofonde comme dans le cas des Massifsde l’Arize et de Saint Barthélémy. Au suddu Roussillon, dans l’Empurdan catalan, lagrande nappe du Haut-Empurdan (fig. 9)montre des faciès jurassiques et crétacésimpliquant un transport vers le sud àl’Eocène de 50 km minimum lors du sous-charriage de la plaque ibérique sous la zoneNord-Pyrénéenne.

Ces mouvements sont en accord avecl’ampleur du rapprochement du bloccorso-sarde de l’Europe qui selon lesreconstitutions cinématiques aurait étéd’environ 75 km au niveau du golfe duLion et de 100 à 150 km au niveau desPyrénées actuelles (Olivet, 1996).

Les structures pyrénéennesdu golfe du Lion

Les styles et les structures tectoniquesdes différents secteurs du Languedoc et dugolfe du Lion indiqueraient un fort décolle-ment et mouvement vers le nord ou le

NNW de la couverture au sud des fais-ceaux chevauchants (Saint-Chinian etMontpellier) (Arthaud et Séguret,1981)(fig. 6). Cela implique un mouvementimportant, de 30 à 50 km, de la couverturemésozoïque des régions méridionales, legolfe du Lion étant alors considéré commeune « vaste zone de socle dénudé par latectonique pyrénéenne ». En l’absenced’observations détaillées, une relativehomogénéité des structures et des déforma-tions pyrénéennes y a été supposée.

Dans les régions côtières du golfe duLion, la présence de structures tangen-tielles éocènes et leur rôle lors de l’exten-sion oligocène ont pu être mis enévidence (Gorini et al., 1991 ; Gorini,1993) (fig. 7), comme cela a égalementété observé à terre, au niveau du fosséd’Alès (Roure et al., 1991), de l’Héraultou de Camargue (Séranne et al., 1995).

La présence de « structurespyrénéennes » sur la plate-forme estdéduite des successions inverses rencon-trées dans les puits (Cicindèle), ou sup-posées (Calmar), indiquant l’existence dechevauchements à ce niveau. D’autreschevauchements enfouis sont connusdans les régions côtières à terre notam-ment au niveau du sondage de Fitou (cf.supra, fig. 4).

Rattachés de manière plus incertaine àdes chevauchements pyrénéens, desréflecteurs sismiques à pendage relative-ment faible vers le sud ou le sud-est ont étéobservés à différents endroits : au sud-ouest dans le secteur du puits Tramontane(Mauffret et Gennesseaux, 1989), sous lesdemi-grabens du nord-est de la plate-forme (coupe ECORS NW-SE), et à l’estsous le horst de Beauduc (Mauffret etGorini, 1996) (fig. 10). Le plan de chevau-chement du secteur Tramontane tel qu’il apu être reconstitué d’après différents pro-fils sismiques, serait orienté ENE-WSW(Mauffret et Gennesseaux, 1989). Il estparallèle aux directions structurales de labordure côtière du sud des Corbières ets’interrompt sur les prolongements desgrandes structures régionales du grabencentral orientée NE-SW ou N-S qui consti-tuent la terminaison du système de la faillede Nîmes (fig. 4, 6). Les structurespyrénéennes de la partie occidentale dugolfe du Lion, parallèles à celle de lanappe des Corbières s’interrompraientdonc sur les prolongements de la faille deNîmes orientés N-S dans le golfe du Lion.



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Fig. 9.- Carte des isobathes révisées du rift oligo-aquitanien dans la partie sud-ouest du golfe du Liond’après les données récentes de sismique réflexion (in Mauffret et al., à paraître). 1 : isobathes x 0,5 km; 2 : chevauchements pyrénéens ; 3 : failles normales ; 4 : zone de transfert catalane ; 5 : bassinsoligo-miocènes à terre ; 6 : failles tardi-hercyniennes ; 7 : nappe mésozoïque de l’Ampurdan.

Fig. 9.- Revised isobath map of the Oligocene-Aquitanian rift in the southwestern part of the Gulf ofLions after recent seismic reflection data (in Mauffret et al., in press). 1: isobaths x 0.5 km; 2: Pyreneanthrusts; 3: normal faults; 4: Catalan transfer zone; 5: Oligo-Miocene basins onshore; 6: Late Hercynianfaults; 7: Mesozoic Ampurdan nappe.

Comme à terre, les accidents principauxauraient donc pu jouer un rôle de compar-timentage de la déformation analogue àcelui identifié à terre. La trace du prolon-gement N-S de cette faille majeure (faillede Nîmes) se situerait donc au niveau desstructures oligocènes du graben central,sur le bord ouest du fossé des Catharespuis sur le bord est du fossé des Catalans(et au niveau du horst de Rascasse) (fig. 4,6). A l’extrémité sud-ouest du golfe duLion, les données sismiques récentes ontaussi montré l’existence de réflecteursintracrustaux représentant également desplans de chevauchements pyrénéens(Mauffret et al., à paraître).

A l’est du golfe, sous le horst deCamargue, le plan de chevauchementreprésenté par les réflecteurs inclinésserait orienté NE-SW et sa directionserait donc parallèle aux structures dubassin du Sud-Est (fig. 4, 6). A l’extré-mité orientale de la plate-forme, les che-vauchements provençaux du Cap-Siciépeuvent être prolongés en mer par lesanomalies magnétiques E-W et les chan-gements de profondeur du socle magné-tique (Dubreuil, 1974 ; Guennoc et al.,1994). Ils seraient interrompus versl’ouest par la Faille de l’Arlésienne(fig. 6). Cette dernière aurait joué un rôleimportant lors des compressions tertiairesen séparant les structures « provençales »et « languedociennes » dans le golfe duLion (Gorini, 1993 ; Mauffret et Gorini,1996). Cela confirmerait le rôle de cesaccidents transverses lors des grandesétapes de l’évolution régionale (Triat etTruc, 1983).

Le schéma général de la tectoniquepyrénéenne au niveau du golfe du Lionapparaît caractérisé par une évolution dunord au sud des déformations : les décol-lements de couverture dans la région lan-guedocienne (thin-skin tectonics) faisantplace à des chevauchements intra-socleplus espacés et profonds au sud dans legolfe du Lion (thick-skin tectonics)(Séranne et al., 1995) (fig. 10). Cependant,compte tenu de la non cylindricité desstructures du substratum ante-rift, lesstructures compressives pyrénéennes ontdû, comme à terre, varier latéralement auniveau des prolongements des principauxaccidents et, entre le secteur ouest à soclepaléozoïque largement « dénudé » et lesecteur est où des séries mésozoïquesépaisses sont présumées.



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Cinématique et tectogenèsepyrénéenne

Les structures oligocènes de la plainecôtière, de la partie sud-ouest du golfe duLion où dominent les accidents de direc-tion NE-SW, N-S et NW-SE (fig. 6,carte 1), ainsi que les directions reconsti-tuées des réflecteurs intracrustaux pouvantreprésenter des plans de chevauchementmontrent l’absence de prolongement d’ac-cident - pré -rift et/ou orogénique- de direc-tion E-W immédiatement à l’est dePyrénées et de la FNP. Il est possible queles structures E-W soient interrompues etdécalées vers le nord par un ensemble d’ac-cidents décrochants senestres N-S quiconstituerait la terminaison en queue decheval de la faille de Nîmes dans le golfedu Lion (ex. accidents du graben central).

Cette absence de prolongement desstructures pyrénéennes vers l’est peut aussiêtre mise en relation avec l’existence de lavirgation des Corbières qui marque unchangement important d’orientation desstructures de la chaîne (Arthaud etMattauer, 1972 ; Viallard, 1987). Ce chan-gement de direction structurale pourraitêtre lié à la conjonction de deux principauxfacteurs :

- la terminaison du système du bassindu Sud-Est conduisant à une pré-structu-ration NNE-SSW très différente du socle,

- un changement des contraintes dufait d’un mouvement différentiel entreIbérie et bloc corso-sarde impliquantl’existence d’une « zone transformante »ou de transfert entre les deux micro-plaques (fig. 8d).

Cette zone de transfert, ou zoneCatalane est surtout marquée par d’impor-tantes anomalies gravimétriques (Gorini,1994 ; Guennoc et al., 1994 ; Mauffret etal., à paraître) ; elle est aussi parallèle etproche d’une large zone de cisaillementsmajeurs tardihercyniens jalonnant toutel’extrémité orientale de la zone axiale desPyrénées (Carreras et al., 1980) (fig. 9).

L’existence d’une telle zone « trans-formante » et d’un mouvement différentielentre le bloc corso-sarde et l’Ibérie permetd’expliquer les différences de structuresorogéniques entre les Pyrénées et le sud-est, en particulier la vergence opposée, lorsdes premières phases orogéniques, entreles Pyrénées (vergence sud) et le golfe duLion ou la marge sarde (vergence nord).

Elle explique aussi l’absence probabled’imbrication de lithosphère et d’épaissis-sement crustal important au niveau dugolfe du Lion, ainsi que celle de structuresmajeures E-W qui devraient être recher-chées plus au sud (fig. 9).

La Faille Nord-Pyrénéenne, située àau moins 30 km au sud de sa positionactuelle avant les mouvements pyrénéens(Vergès et al., 1999), a pu être ainsidécalée par rapport à ses prolongementsorientaux qui pourraient se situer au piedde la marge actuelle du golfe du Lion etnon à l’est du Roussillon (fig. 8d).

La vergence nord des structurespyrénéennes en Sardaigne a aussi conduitVially et Trémolières (1996) à proposerune position différente du bloc corso-sarde et en conséquence une structurationtrès différente de la chaîne entre Ibérie etEurope d’une part et au nord du bloccorso-sarde d’autre part. Dans le cas d’unbloc corso-sarde demeuré attaché àl’Europe (fig. 7d), la « chaîne pyrénéen-ne » se serait ainsi formée sur un ancienrift intracontinental (le bassin du sud-est)et non par imbrication de deux lithos-phères. Une telle hypothèse explique éga-lement la non-continuité des structuresobservée et implique aussi l’existenced’un mouvement décrochant le long d’unaccident NW-SE.

En ce qui concerne l’âge des mouve-ments verticaux associé à l’orogenèsepyrénéenne, les mesures par traces de fis-sion dans les Pyrénées, ont montré que laprincipale phase d’exhumation, datée del’Eocène - Oligocène, était intervenue, defaçon diachrone et asymétrique au traversde la chaîne, vers 50 Ma et avait cessé ous’était fortement ralentie entre 30 Ma et20 Ma (Fitzgerald et al., 1999). Vers l’est,les mesures réalisées dans le Canigou (Sèreet al, 1994), indiquent par contre une exhu-mation importante vers 26 Ma qui peut êtremise en relation avec le début du rifting etun soulèvement des épaules du rift commecela a été montré plus à l’est dans lesMaures où un âge d’exhumation de 37 Maa été également mesuré et associé à un« bombement crustal régional » entre leCrétacé supérieur et l’Eocène (Jakni et al.,1998). L’âge d’un éventuel soulèvement« pyrénéen » au niveau du golfe du Lionn’a pu être déterminé mais son ampleur aété estimée à au moins 1000 m et à 2000 menviron d’après une reconstitution desstructures compressives (Séranne et al.,

1995). L’absence de couverture méso-zoïque sur un large secteur du golfe duLion a été attribuée à une dénudation tecto-nique et à des décollements importants decouverture à l’Eocène (Arthaud et Séguret,1981). Un soulèvement et une érosionsignificative sont donc attribués aux mou-vements pyrénéens voire à la phase syn-rift(voir ci-après) mais cette « dénudation »peut aussi être en partie liée à l’évolutionantérieure crétacée.

Le rift oligo-aquitanien

Caractéristiques généralesde l’extension oligocène

L’extension oligocène résulte desvariations de mouvements relatifs desplaques Afrique et Europe à la fin del’Eocène qui provoquent des change-ments rapides de contraintes et notam-ment une extension généralisée à peuprès E-W en Europe de l’Ouest.

Dans le Sud-Est et au niveau du golfedu Lion, la formation de la marge corres-pond à une extension globalement NW-SE.L’étude des fossés oligocènes à terre acependant montré que plusieurs phasespouvaient s’être succédé. En Provence,l’extension aurait été ESE-NNW passant àNNE-SSW durant la majeure partie del’oligocène, lors de la création du systèmede fossés du Sud-Est puis NNW-SSE auChattien en liaison avec le rifting liguro-provençal (Hippolyte et al., 1991). Dans lebassin du Sud-Est, le long des failles desCévennes à l’ouest et de la Durance à l’est,les directions d’extension mesurées dansles conglomérats oligocènes semblentavoir été constantes et orientées globale-ment NW-SE (in Roure et al., 1991).

L’âge du début du rifting n’est pas clai-rement établi partout. Des mouvements dedistension sont apparus dès la fin del’Eocène (Priabonien moyen à supérieur),en particulier au nord au niveau du fosséd’Alès (Cavelier et al., 1984 ; Roure et al.,1992) ou dans certains fossés provençaux(Triat et Truc, 1983). Au niveau des fosséssitués au nord de Montpellier, les dépôts duPriabonien moyen seraient synchrones dela tectonique pyrénéenne, les dépôts syn-rift y étant limités aux séries de l’Oligocènemoyen à supérieur (Benedicto, 1996).

La reconstitution des différents épi-sodes d’extension (Séranne, 1999), indiqueque le rifting ouest européen étendu au sud



de la France y aurait débuté au Priabonienen réponse à une extension E-W tandis quele rifting du golfe du Lion aurait été initiéun peu plus tardivement au Rupélien supé-rieur en relation avec un processus d’ex-tension arrière-arc et d’extension NW-SEréactivant les premiers bassins.

Fossés oligocèneset sédimentation syn-rift

A terre

Les dépôts syn-rift sont connus dansun certain nombre de bassins localisés lelong des failles majeures, des Cévennes(Alès, Hérault), de Nîmes (bassin deCamargue), ou de failles de même orienta-tion nées des compressions pyrénéennes etréactivées en extension (fossés deMontpellier, de Narbonne, de Sérignan...)(fig. 11) (in Debrand-Passard et al., 1984 ;Gorini et al., 1991 ; Roure et al., 1992 ;Maerten et Séranne, 1995 ; Séranne et al.,1995 ; Benedicto, 1996...). A l’est, les bas-sins d’Aix et de Manosque sont limités parla faille de la Durance à vergence ESE et,au sud-est, le bassin de Marseille estorienté E-W (Hippolyte et al, 1991). Dufait de la géométrie des failles contrôlantces fossés et pour certains, de leur enraci-nement dans les niveaux de décollementtriasiques, ceux-ci sont dans l’ensemblepeu profonds et les dépôts syn-rift sontréduits. Les dépôts sont essentiellementcontinentaux, détritiques ou évaporitiques,localement carbonatés.

La séquence syn-rift la plus épaisse aété forée dans le bassin de Camargue(aussi appelé graben de Vistrenque) où leforage de Pierrefeu a rencontré près de4000 m de séries oligocènes sans atteindrele substratum. La sédimentation syn-rift(fig. 11, 12) y est caractérisée par une suc-cession de dépôts laguno-lacustres(2000 m d’argiles, grès, calcaires etconglomérats) montrant des traces d’émer-sion au sommet, suivie d’une série cal-caréo-salifère (900 m) (Valette etBenedicto, 1995). Ces dépôts stampienssont surmontés de dépôts aquitaniens argi-leux et carbonatés puis gréseux traduisantune tendance transgressive puis à nouveaurégressive. La structuration complexe deces dépôts, reconstituée à partir desdonnées de sismique et de forages (Valetteet Benedicto, 1995), montre l’existenced’une tectonique syn-rift liée à la présenced’évaporites qui ont provoqué des glisse-

ments et des plis syn-sédimentaires lelong de rampes chevauchantes et defailles listriques.

En mer

Seuls les forages situés dans la partiesud-ouest ou sur le domaine externe de laplate-forme ont pénétré des séries syn-rift(fig. 3, 6).

Dans le forage Tramontane, des cal-caires de plate-forme (à Algues,Bryozoaires, Polypiers ...) de l’Aquitanieninférieur surmontent une unité composéed’argile carbonatée et de siltstone à passéesd’anhydrite rattachée à l’Aquitanien basalau moins au sommet (Cravatte et al.,1974). Seule la partie terminale de la sériesyn-rift serait donc présente ici en accordavec la localisation du site sur le flanc peuincliné du graben central. Les séries syn-rift plus anciennes seraient limitées auxparties profondes des dépressions du gra-ben central. Situé sur le rebord orientald’un horst limitant le graben central à l’est,(fig. 6) le forage Mistral a pénétré une sériemarneuse de l’Aquitanien séparée du soclepaléozoïque par une brèche polygénique àéléments de dolomie et d’argile d’unedizaine de mètres d’épaisseur.

Plus à l’est, le forage Autan a rencon-tré une série syn-rift plus complète. Ausommet, l’Aquitanien inférieur marneuxà intercalations de calcaire est limité à sabase par un conglomérat à éléments deroches paléozoïques et mésozoïques,d’âge aquitanien basal ou oligocène. Au-dessous, une unité assez homogène d’ar-gile silteuse brun-rouge et grise à plagesd’anhydrite a livré des faunes diverses del’Oligocène, du Crétacé supérieur, duBarrémien au Tithonique et du Lias, cequi selon Cravatte et al. (1974), indique-rait plutôt des faciès de type laguno-continental de l’Oligocène.

Le forage GLP2 réalisé en bordure demarge a pénétré des séries syn-rift au piedd’un important accident de socle limitantle horst du même nom. Les sédimentspost-rifts d’âge langhien reposent sur unensemble, comprenant entre 4855 et4940 m sous le niveau marin (fig. 3) ; desbrèches à éléments calcaires et fragmentsvolcaniques, des encroûtements calcairesépicontinentaux, un bloc d’argile et desniveaux argilo-carbonatés fracturés et desniveaux dolomitiques bréchiques. Il s’agi-

rait de « brèches de pente ou d’éboule-ment formées par le démantèlement deformations déjà lithifées et transforméesqui correspondaient à des faciès de plate-forme » (Mouillac, 1983). Par ailleurs, cesniveaux ont manifestement subi une his-toire complexe avec plusieurs épisodes debréchification (en domaine marin et conti-nental). Au sommet, leur dépôt serait oli-gocène tandis que plus bas, il serait d’âgeMalm-Dogger, avec peut-être une repriseultérieure.

Les structures du riftdu golfe du Lion

La caractéristique principale du riftingdu golfe du Lion est de succéder très rapi-dement à l’orogenèse pyrénéenne qui aabouti à une forte structuration de larégion. Cet « héritage tectonique » a jouéun rôle important lors de l’extension,l’existence de grandes discontinuités dansles niveaux supérieurs de la croûte ayantfortement influencé les structures du rift,variables d’un secteur à l’autre.

A petite échelle, la structure généraledu rift du golfe du Lion est caractériséepar la direction NE-SW des principalesstructures (Arthaud et al., 1980-81) etl’existence d’une profonde dépression, le« graben central », dans la partie sud-ouest (Lefevre, 1980).

La nouvelle cartographie détaillée desstructures du rift (carte 1, fig. 6) a permisde mettre en évidence :

- les différences de style structural entreles divers secteurs de la plate-forme : SW,NE et provençal, de la plate-forme externe,

- le rôle prépondérant des accidentstransverses ou des « zones de transfert »limitant ces différents secteurs (Gorini,1993 ; Guennoc et al., 1994 ; Mauffret etal., 1995 ; Mauffret et Gorini, 1996),

- l’existence de structures pyrénéennesrejouant en inversion négative dans les sec-teurs côtiers sud-languedociens (Gorini etal., 1991) et leurs prolongements sur laplate-forme.

La structure principale du rift, le gra-ben central, est large de 15 km environ etallongé sur 40 km dans le sens NE-SW. Aunord-ouest, la pente est régulière et faibletandis que le flanc oriental est formé pardeux horsts, Mistral et Rascasse, séparéspar un seuil. Les directions moyennes de





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ces horsts sont différentes : NE-SW aunord et NNE-SSW à N-S pour celui deRascasse au sud. Ces horsts bordent deuxfossés ou dépressions plus profondes(fossés des Cathares et des Catalans) quisont contrôlés par des accidents sur leflanc occidental pour le premier, sur leflanc oriental pour le second. D’après lesinterprétations des données sismiquesayant servi à la cartographie , le substra-tum pré-rift (carte 1) serait situé à des pro-fondeurs variant de 3000 à 6000 et plus de7000 m au niveau des fossés. Des travauxrécents basés sur une sismique industriellede meilleure résolution ont conduit à pro-poser une nouvelle interprétation du toitdu substratum au niveau du fossé desCatalans dont la profondeur maximale sesituerait autour de 5500 m (fig. 9), lesséries syn-rift y étant plus réduites(Mauffret et al., à paraître).

Sur la pente occidentale du grabencentral, les failles de direction NE-SWprédominent et s’alignent au moins par-tiellement avec celles connues dans laplaine côtière du Roussillon. Les dépôtssyn-rift y sont relativement peu épaiscompte tenu de la profondeur de cesfossés (fig. 11, 12) et ne présentent pasune géométrie en éventail caractéristiquedes dépôts syn-tectoniques.

A l’inverse, dans le secteur nord-est dela plate-forme, les structures du rift sontcaractérisées par une succession de demi-grabens et de horsts relativement étroits(3 à 4 km) et peu profonds (fig. 6 et 13,carte 1). Les directions structurales NE-SW, prolongeant le système de la faille deNîmes et le fossé de Camargue (ou deVistrenque) à terre, sont bien définies. Lesdépôts syn-rift y présentent une géométrieen éventail témoignant d’un dépôt syn-chrone du basculement des blocs (fig. 13).Du fait de la diminution du pendage descouches au sommet, une discordance avecles séries post-rift n’est pas toujoursvisible.

Des différences notables sontobservées entre les fossés oligocènes deCamargue (à terre) et de Vistrenque mari-time (en mer) : dans le premier cas, c’estl’accident nord-ouest, la faille de Nîmes,qui a joué un rôle prépondérant durant lerifting (Benedicto, 1996), tandis que dansle second, c’est le long de l’accident sud-est, sur la bordure nord du Horst du Graudu Roi, que se sont produits les mouve-

ments les plus importants d’après la dispo-sition en éventail des séries syn-rift(Gorini, 1993). Les épaisseurs de dépôtssyn-rift sont aussi très différentes et témoi-gnent d’évolutions contrastées (fig. 11).Une zone ou faille de transfert entre lesdeux fossés dans les zones côtières estdonc très probable (fig. 6).

Vers l’est et le sud-est de la plate-forme, la direction NE-SW reste prédomi-nante mais la structuration apparaît moinsmarquée. Au sud de la Camargue, le horstdu Rhône (ou de Camargue) (fig. 6) formeun large promontoire de direction moyen-ne N-S où le contrôle structural n’apparaîtpas clairement (carte 1).

Sous la plate-forme externe, les struc-tures du rift, légèrement obliques par rap-port à celles du domaine de plate-formeinterne, sont orientées ENE-WSW : struc-ture Autan, graben Anna, horst GLP2(fig. 6, carte 1). Le graben Anna est unestructure particulière en raison de sa gran-de profondeur (dénivelée de 1500 à

2500 m) comparée à sa faible largeur(environ 5 km, fig. 14). Les dépôts syn-riftpourraient y atteindre une épaisseur maxi-male de 2000 m (Séranne et al., 1995).

Vers l’est, le domaine de plate-forme àl’ouest de Marseille est étroit et caractérisépar des structures E-W : structures du CapSicié, anticlinal du Planier, bassin de laNerthe à terre (fig. 6). Ce domaine estséparé de celui du golfe du Lion s.s. pardes fractures transverses matérialisant la« zone de transfert de l’Arlésienne »(Gorini, 1993). Cette zone de transfert estégalement visible dans la tectonique desfossés oligocènes en Camargue (Séranneet al., 1995) et s’interrompt sur la faille deNîmes (fig. 6, carte 1). Néanmoins cettefaille pourrait constituer un jalon d’unsystème beaucoup plus étendu comprenantla faille de Villefort à la bordure du Massifcentral plus au nord-est, qui a joué un rôledès le Carbonifère, ainsi que la faille deBosano sur la marge sarde (Mauffret et al.,1995 ; Mauffret et Gorini, 1996).



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Fig. 12.- Cartes des isopaques des séries syn-rift du fossé de Camargue d’après Benedicto (1996).

Fig. 12.- Isopach maps of the syn-rift series of the Camargue graben after Benedicto (1996).

La profondeur anormale, comparéeaux autres fossés à terre ou en mer, dufossé de Camargue et l’importance de lasédimentation syn-rift s’expliqueraientpar l’intersection de ces deux structures,faille de Nîmes et faille de l’Arlésienne(fig. 6). Cette dernière a donc contrôlé unchangement de style tectonique lors durifting et a délimité deux segments demarges nettement différenciés.

D’autres failles transverses ou zonesde transfert importantes sont à l’originede la segmentation et des différencesimportantes de style tectonique entre lesdivers secteurs de la marge : zone detransfert sétoise recoupant l’ensemble desstructures du rift depuis le fossé del’Hérault jusqu’à la bordure nord du gra-ben central (Séranne et al., 1995), faillecatalane séparant les marges du golfe duLion et de Catalogne (Gorini, 1993 ;Mauffret et al., 1995 ; Mauffret et al., àparaître) (fig. 6, 9). Le long de cette der-nière zone de transfert un important mag-matisme (tertiaire ?) se serait mis enplace au sein du socle ante-rift selon unedirection NW-SE, son existence étantrévélée par de fortes anomalies magné-tiques (Guennoc et al., 1994) (fig. 15).

Cette très importante anomalie magné-tique NW-SE observée au niveau de latransition avec la marge catalane, parallèleaux zones de fracture de cette marge, peutêtre due à des intrusions le long d’unedirection transformante lors du riftingoligo-aquitanien. Des zones transfor-mantes de cette direction au sein desquellesle magmatisme syn-rift a été important,sont bien identifiées dans le golfe deValence, qui constituait le prolongement durift du golfe du Lion (Maillard, 1993). Lesdeux marges du golfe du Lion et deCatalogne à structures très différentes,auraient ainsi été découplées par la zonetransformante catalane héritée de l’histoirepré-rift.

Les structures profondes :l’amincissement crustal, le domainede transition continent-océan

Au sud-est du golfe du Lion, en contre-bas du horst GLP2, les structures de lamarge changent totalement. Les quelquesblocs basculés situés à la base de la struc-ture GLP2 (fig. 14) correspondent à desblocs « effondrés » (glissés) au moment dela phase extensive majeure et de la subsi-dence du domaine axial du rift. Au-delà, la

marge profonde du golfe du Lion estcaractérisée par un substratum à relief rela-tivement faible et très profond (carte 1). Cedomaine s’étend très au large et sescaractéristiques sont assez mal connues enraison de la couverture évaporitique et desmultiples du fond qui masquent les struc-tures au toit du socle acoustique. Lesmesures de sismique réfraction (Pascal etal., 1993) ont montré la structure particu-lière de la croûte très mince de cetterégion : il ne s’agit ni d’une croûte conti-nentale très amincie, ni d’une croûte océa-nique caractéristique (fig. 10). D’après lesfaciès sismiques, des formations volca-niques peuvent être présentes dans cetterégion à croûte très mince. Il est aussi pro-bable que le manteau serpentinisé y affleu-re au moins localement bien que desstructures comparables aux rides de péri-dotites de la marge ouest - ibérique (Boillotet al., 1989 ; Beslier et al., 1995) n’y aientpas été détectées.

A l’opposé, la marge conjuguée sardeprésente une structure différente etnotamment une marge externe large etrelativement peu profonde et une croûtemoins amincie. Du fait de ces caractères,un processus d’extension par cisaillement



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Fig. 13.- Extrait du profil sismique ECORS NW-SE du golfe du Lion montrant les principales structures en horst et graben et unités syn et post-rift de la partienord-est de la plate-forme. Voir interprétation sur figure 7.

Fig. 13.- Extract of the ECORS NW-SE seismic profile of the Gulf of Lions showing the main horst and graben structures and syn- and post-rift units of thenortheastern part of the shelf. See interpretation on Fig. 7.

simple aboutissant à la création d’unemarge « supérieure » (sarde) plus épaisseet inférieure (partie profonde du golfe duLion) très amincie est proposé pour expli-quer la formation de ces deux marges dis-symétriques (Gorini, 1993 ; Gorini et al.,1994 ; Mauffret et al., 1995 ; Mauffret etGorini, 1996).

L’amincissement de la croûte continen-tale a joué un rôle important dès le début durifting en contrôlant la transition très rapi-de entre la zone externe de la marge, forte-ment subsidente, et la plate-forme à croûtemoins amincie et à subsidence relative-ment faible. Sur la plate-forme, des modé-lisations gravimétriques ont montré que ladifférence de structures du rift entre lesdomaines NE et SW de la plate-forme dugolfe du Lion pouvaient être liées à desstructures crustales et à des amincisse-ments différents (Debeglia et al, 1993 ;Guennoc et al. 1994). Au nord-est, l’amin-cissement de la croûte est progressif etfaible comme cela est visible sur le profilECORS NW-SE (fig. 10), tandis qu’ausud-ouest, sous le graben central, la pré-sence de matériel dense dans la croûte infé-rieure à moyenne a été interprétée comme

une remontée mantellique sous la partieméridionale du graben central lors du rif-ting. La révision de la structure profondedu fossé des Catalans (fig. 9) et les donnéesrécentes de sismique réflexion profondeconduisent à minimiser l’importance del’amincissement crustal sous le grabencentral mais celui-ci est néanmoinsconfirmé (Mauffret et al., à paraître).

Evolution verticale lors du rifting

L’altitude initiale au début du rifting,témoin des processus orogéniques pré-rift, est un paramètre important qui condi-tionne toute l’évolution verticale lors dela phase de rifting et les principauxcaractères de la marge : forme du rift,évolution verticale au centre et sur lesépaules (Cloetingh et al., 1995).

En l’absence de forages dans lesséries syn-rift, on ne dispose pas d’infor-mations précises sur la paléobathymétrieet les mouvements verticaux durant cettepériode-clé.

L’existence d’altitudes relativementélevées, de l’ordre de 2000 m au début du

rifting d’après la reconstitution des défor-mations éocènes (Séranne et al, 1995),s’accorde avec les mesures thermochrono-logiques par traces de fission dans diverssecteurs autour du golfe du Lion (Canigou,Maures, Corse) (Sère, 1995 ; Jakny et al.1998) qui indiquent une exhumation àl’Oligocène (26 - 27 Ma). Celle-ci peut êtreattribuée à un soulèvement et une érosiondes épaules du rift. Un soulèvement géné-ral syn-rift a aussi été présumé par certainsauteurs (Guieu et Roussel, 1990) maiscelui-ci ne semble toutefois pas être vérifiépar les modèles de subsidence de la marge(Burrus, 1989).

La présence d’une vaste zone émergéesemble confirmée par la faible extensiondes dépôts syn-rift. Toutefois, sur la bordu-re nord du golfe du Lion, la série calcaréo-salifère du fossé de Vistrenque d’âgesupposé stampien indique une altitude trèsfaible dans la région au début du rifting. Laprésence de séries marines oligocènes(Chattien) au sud du massif de la Nerthe,dans le graben de Stoechades, au large deSaint-Tropez, ou encore au niveau deGLP2 témoignent aussi de l’existence de



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Fig. 14.- Extrait du profil sismique ECORS NW-SE au niveau de la structure GLP2 et du domaine profond de la marge. Noter le profond fossé (graben Anna)au nord et les blocs effondrés au pied de l’importante pente au sud-est du horst GLP2 ainsi que l’amincissement important de la croûte dans le même secteur.T : réflecteur intra-crustal. Voir figure 10.

Fig. 14.- Extract of the ECORS NW-SE seismic profile at the level of the GLP2 structure and the deep margin domain. Note the deep graben (Anna graben) tothe north and the downthrown blocks at the foot of the steep slope to the southeast of the GLP2 horst, as well as the important crustal thinning in the samearea. T: intra-crustal reflector. See Fig. 10.

dépressions à des altitudes négatives durantle rifting.

Ainsi, admettant une vaste zoneémergée et relativement élevée au débutdu rifting, l’évolution verticale a dû êtretrès prononcée et rapide avec des varia-tions significatives entre les différents sec-teurs de la marge. Une différenciationmarquée avec des pentes significatives surplusieurs milliers de mètres a dû se pro-duire entre les secteurs nord-est et sud-ouest de la plate-forme, vers le rebordexterne de la marge et la zone axiale durift. Une subsidence forte, accompagnéed’un flux thermique élevé, peut être sup-posée dans le secteur sud-ouest, au niveaudu graben central, si l’on tient compte del’amincissement crustal indiqué par lesmodèles gravimétriques. Toutefois, du faitde l’épaisseur relativement modérée desséries syn-rift (1000 à 2000 m), cette sub-

sidence aurait été assez tardive durant lerifting. De la même façon, la subsidenceimportante de la partie externe de lamarge, à croûte « transitionnelle » trèsmince, a dû intervenir vers la fin du riftingcompte tenu de la faible épaisseur et descaractères des dépôts syn-rift du puitsGLP2.

L’histoire post-rift

La sédimentation miocèneA la fin de la période de rifting, vers

23 Ma (Aquitanien moyen), une courtephase d’expansion océanique va succéder,entre 23 et 18 Ma (Biju-Duval, 1984) ouplus tardivement jusqu’à à 16,5 voire15 Ma (Chamot-Rooke et al., 1999 ;Gattacceca, 2000), à la longue phase de rif-ting et de formation de la croûte transition-nelle du bassin profond. D’après les

ré-interprétations de données sismiquesprofondes (Pascal et al., 1993 ; Mauffret etal., 1995), la zone à croûte océanique« vraie » se situerait vers la partie centraledu bassin nord-provençal, c’est-à-dire àprès de 120 km du rebord de la plate-formeactuelle, au-delà d’une vaste zone à croûtetransitionnelle (fig. 10).

Comme cela est communément admisdans les schémas d’évolution des margespassives, la fin de la phase du rifting estmarquée par la cessation ou la forte dimi-nution de la tectonique active et le débutd’une subsidence thermique dont le tauxdécroît lentement dans le temps avec l’é-loignement de la zone d’expansion océa-nique. Dans le golfe du Lion, ce schéma estglobalement respecté et la sédimentationpost-rift miocène est caractérisée, à partirde l’Aquitanien moyen, par un remplissageprogressif des fossés. L’étude de la sédi-mentation miocène s’est heurtée à l’absen-ce de forage au sein des fossés où les sériessont les plus complètes et à la faible réso-lution d’ensemble des données de sismiqueréflexion du fait de l’épaisseur importantedes séries néogènes.

D’après la sismique réflexion, deuxgroupes principaux peuvent être distin-gués au sein de la « séquence » miocène(Gorini et al., 1993) :

- le groupe transgressif inférieur(Aquitanien supérieur à Burdigalienmoyen), dont la base, la discordance avecles séries syn-rift (break-up unconformi-ty), est interprétée comme le début d’uneséquence transgressive majeure avec ledépôt de carbonates de plate-forme quiont été forés autour du “graben central”(puits Tramontane et Rascasse) ;

- le groupe progradant supérieur(Burdigalien supérieur à Tortonien supé-rieur) : la limite inférieure de cette séquen-ce est soit une discordance dans le bassinprofond, peut-être due à des courants decontours, soit une surface de « downlap »correspondant à une surface d’inondationmaximale sur le rebord extrême de la plate-forme (puits Autan). Sur la plate-formeelle-même, les deux séquences sontconformes et leur limite est imprécise. Laséquence supérieure est composée de turbi-dites et d’argilites dans le bassin profond(puits GLP2), de dépôts deltaïques vers laplate-forme.



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Fig. 15.- Mouvements du bloc corso-sarde lors du rifting oligo-aquitanien et de l’ouverture océanique auMiocène inférieur (d’après Olivet 1996). 1 à 2 : rifting, 2 à 3 : ouverture du bassin liguro-provençal etformation de la croûte intermédiaire et de la croûte océanique. 4 : position de la faille nord-pyrénéenne ;5 : zones transformantes ; 6 : anomalies magnétiques en bord de marge, 7 : volcanisme syn-rift ou fin-océanisation (marge sud-ouest Corse et rift sarde) ; 8 : failles du rift du golfe du Lion et de la marge.

Fig. 15.- Movements of the Corsica-Sardinia block during the Oligocene-Aquitanian rifting and during theEarly Miocene oceanization (after Olivet 1996). 1 to 2: rifting, 2 to 3: opening of the Ligurian-Provencalbasin and formation of the intermediate and oceanic crusts. 4: position of the North Pyrenean Fault;5: transform zones; 6: magnetic anomalies at the margin edge, 7: syn-rift or end-oceanization volcanism(SW Corsica margin and Sardinian rift); 8: Gulf of Lions rift and margin faults.

La caractéristique principale de cetteséquence est l’existence de réflecteursmontrant une progradation qui permet desituer la position approximative du talusmiocène avec un décalage de celui-cientre les puits Autan et GLP2 (fig. 15).

L’épaisseur du remplissage miocèneest bien entendu fonction de la topographiehéritée du rifting et elle varie beaucoupd’un secteur à l’autre. Au sud-ouest, elledépasse 3000 m au niveau des dépressionsles plus importantes du graben central. Aunord-est, elle est très réduite voire nulle auniveau des horsts de Sirocco, du Rhône duGrau du Roi (fig. 13), et en bordure demarge au sommet du horst GLP2 (fig. 14).Si l’érosion messinienne peut expliquercette absence de couverture miocène, il estnéanmoins probable que le substratum deces reliefs était peu enfoui voire affleurantà la fin du Miocène.

Un des apports importants desdonnées récentes de sismique réflexionpétrolière est d’avoir permis de mettreclairement en évidence l’existence d’unetectonique extensive d’âge fini miocène àpliocène inférieur, associant des faillesnormales au sein de la couverture néogè-ne et des mouvements verticaux de cer-tains blocs (Maufret et al., à paraître)

L’événement messinien

Les unités messiniennes

A la fin du Miocène, l’événement mes-sinien, encore dénommé « crise de salinitémessinienne », a eu des conséquencesimportantes sur la physiographie desmarges méditerranéennes. De nombreuxcanyons entaillant les marges raides ont étécreusés lors de cet « événement » tandisque les plates-formes et pentes subissaientune importante érosion sub-aérienne.Lorsqu’elle est enfouie sous la sédimenta-tion plio-quaternaire, cette surface d’éro-sion messinienne apparaît clairement sousla forme d’un réflecteur irrégulier et assezsouvent légèrement diffractant (fig. 13).Cet horizon constitue le marqueur le plusétendu et le mieux repéré sur ces marges.Vers le large, il se raccorde à la base desdépôts évaporitiques messiniens (fig. 14)dont la succession verticale est bien connueet où trois unités ont été distinguées(Montadert et al., 1978) :

- les évaporites inférieures : elles nesont observées qu’au centre des bassins etne sont pas toujours visibles ; leur épais-

seur est de l’ordre de 4 à 500 m et leurnature (alternance de marnes, d’anhydrite,de halite ?) n’est pas connue en l’absencede forage profond au travers de ces unités ;

- le « sel messinien » : constitué dehalite, il est représenté par une unité àfaciès sismique « transparent », épaisse de800 m environ, qui peut être remarquable-ment continue mais est le plus souventperturbée par de nombreux phénomènesd’halocinèse (diapirs isolés ou alignés etde taille variable, murs de sel...). Certainsde ces diapirs sont « remontés » suffisam-ment haut au sein de la couverture sédi-mentaire plio-quaternaire pour provoquerdes déformations de quelques dizaines demètres du fond marin. Les plus nombreuxsont observés dans le bassin autour dudelta profond du Rhône et en mer Ligure(Le Cann, 1987 ; Gaullier, 1993).

- les évaporites supérieures : d’aspectlité, elles transgressent largement au-delàde la limite du sel messinien sur lesmarges. Epaisses de 500 à 600 m dans lebassin profond, elles peuvent être trèsdéformées par l’halocinèse. Au pied de lamarge du golfe du Lion, elles sont« découpées » par les nombreuses failleslistriques qui s’enracinent dans les« coussins » de sel et affectent aussi lessédiments plio-quaternaires (fig. 10, 14).

La question controverséede la profondeur du bassin salifère

A la suite des forages DSDP réalisésen 1970 et 1975, l’hypothèse d’un assè-chement complet de bassins profonds(1500 à 2000 m) en Méditerranée (occi-dentale et orientale) a été émise (Hsüet al., 1978...). Le schéma proposé parK.J. Hsü et coll. impliquant des assèche-ments successifs, et donc des remises eneau périodiques à partir de « cascades »situées au niveau de détroits bético-rifains a conduit à une intense polémiqueet a suscité une littérature volumineuse.

D’autres hypothèses ont été opposées àce schéma jugé par trop spectaculaire parde nombreux auteurs (in Rouchy, 1980 ;Busson, 1990...). L’hypothèse la plusdéfendue a été celle de bassins asséchésmais peu profonds (500 m ou moins) quiauraient connu une subsidence importante,non seulement du fait de la surcharge desévaporites, mais aussi sous l’effet decontraintes tectoniques au début duPliocène. Réfutant les conséquences jugées

trop improbables de bassins profondsasséchés au Messinien et d’alimentationpar des « cascades » d’eaux atlantiques,les partisans de l’hypothèse d’uneMéditerranée peu profonde au Messinienont surtout mis en avant l’existence desdivers bassins évaporitiques actuellementémergés (Rouchy, 1982 ; Busson, 1990).Un autre argument souvent cité est aussil’existence de mouvements verticaux post-messiniens, parfois importants, sur lesmarges qui décalent les surfaces ou dépôtsévaporitiques messiniens. De tels déca-lages de la surface messinienne sontconnus sur la marge des Baléares ou deCatalogne (Stanley et al., 1974) ou en merLigure (in Chaumillon et al., 1995).

Une solution proposée pour résoudre lacontradiction et les différences d’altitudeentre les bassins salifères émergés et le bas-sin salifère profond est l’existence de deuxphases de dépôt, la première, au début dudépôt des évaporites, entre 5,75 et 5,60 Ma,au niveau des bassins peu profonds (actuel-lement émergés du fait d’une surrectionpostérieure), la seconde au niveau du bas-sin profond entre 5,60 et 5,32 Ma (Clauzonet al., 1996). Des dépôts salifères dans desbassins côtiers élevés (« perchés ») à la finde la crise de salinité (lors de la remontéedu niveau marin) ont également étésuggérés d’après l’étude de bassins côtiersdu sud-est de l’Ibérie. Pour ce qui concer-ne l’étude des liaisons « plate-forme - bas-sin profond » et l’évaluation de laprofondeur de ce dernier au Messinien, lamarge du golfe du Lion constitue un desmeilleurs sites d’étude puisque la surfacemessinienne y a été préservée sous l’épais-se sédimentation plio-quaternaire.

Apports de la carte de la surfaced’érosion messinienne

Un des principaux arguments interve-nant en faveur de l’existence d’un bassinprofond asséché est l’existence de la sur-face d’érosion entaillée par des paléo-vallées messiniennes enfouies, enparticulier celle du Rhône qui remontetrès au nord à terre et est profondémentincisée vers le large (Clauzon, 1982).

La carte en isochrones de la surfacemessinienne du golfe du Lion dressée parLefevre (1980) montrait le prolongementdu paléo-Rhône messinien depuis laCamargue sur la plate-forme du golfe duLion et en particulier le dédoublement ducanyon profondément incisé au niveau de



la côte actuelle en deux cours avec untracé en baïonnette suivant les directionsNE-SW et NW-SE (Gennesseaux etLefevre, 1980).

La nouvelle carte détaillée de la surfa-ce messinienne (carte 2) révèle le détail decette topographie sur l’ensemble de laplate-forme. Elle montre qu’au niveau dupaléocanyon du Rhône, la profonde inci-sion dans la région côtière atteint un maxi-mum de 1000 m à l’est du puits Cicindèle.Plus au sud, le paléocanyon se divise endeux branches bien distinctes. L’origine decette divergence doit être recherchée dansl’existence d’un substratum pré-rift large-ment affleurant dans ce secteur au momentde l’épisode messinien. Au début du creu-sement, le tracé le plus direct, d’orienta-tion NNW-SSE, dans le prolongement ducanyon de la Camargue a été interrompupar les structures du substratum, orientéesNE-SW et le cours du canyon a été déviévers le sud-ouest. L’incision s’est alorsfacilement développée aux dépens desséries miocènes déposées entre les horstsde Cicindèle et de Beauduc (fig. 6,carte 2). A l’est du granite de Sirocco, untracé plus direct, perpendiculaire à lapente, a pu être repris. Ce n’est qu’aumaximum de l’épisode messinien, qu’unpassage « en cluse » vers le sud(Gennesseaux et Lefevre, 1980) au traversdes séries mésozoïques a pu se former. Laprofondeur du surcreusement observée enamont de cette « cluse » (200 m environ,carte 2) peut être considérée comme étantau-delà des erreurs de mesures. Il peuts’agir d’un ombilic de surcreusement et/oud’une forme karstique creusée par le fleu-ve dans les calcaires mésozoïques lors dela période d’érosion maximale.

Des travaux récents sur les donnéesde sismique réflexion à terre et dans lazone côtière (Rubino et al., 2000) ontmontré une sinuosité complexe du paléo-cours du Rhône à terre et une morpholo-gie variant en fonction de la nature dususbstratum ante-messinien. Sous la plai-ne côtière, le tracé est moins rectiligne etcontourne par l’est le haut structural desSaintes-Maries-de-la-Mer.

A l’ouest du paléocanyon du Rhône,une large vallée orientée NW-SE, auxramifications courtes et peu encaissées aété creusée au sein des séries miocènes peuindurées et a drainé vers le paléocanyonoccidental, les différents cours incisant unbassin versant assez réduit. Une interfluve

étroite sépare cette large paléovallée d’unvaste réseau d’incisions, non reconnuaupravant, creusées dans la partie sud-occi-dentale du golfe. Ces vallées, plus oumoins encaissées, convergent vers le bordde pente miocène proche du rebord de laplate-forme actuelle au large de Perpignan(carte 2, fig. 16). Les cours ne semblent seresserrer qu’à proximité de la côte actuelleoù le substratum pré-rift, socle hercynien etséries mésozoïques à terre (fig. 4), était peuprofond à sub-affleurant au Messinien(fig. 16). Ces paléovallées côtières,enfouies sous les sédiments plioquater-naires, ne correspondent pas aux cours desfleuves actuels. Le réseau messinien depaléovallées de l’Hérault, de l’Aude estbien connu dans sa partie amont (Ambert,1989), mais sa géométrie au niveau de laconfluence, dans la région côtière, est plusincertaine. La carte de la surface messi-nienne du golfe indique que l’ensemble dece réseau amont a pu converger au niveaud’un étroit canyon situé juste au niveaud’Agde (carte 2). Le volcanisme quaternai-re recouperait (ou comblerait) ainsi unepaléovallée messinienne.

Au large du Roussillon s.s., lesvallées sont larges et peuvent être rac-cordées aux paléocours messiniens duTech et de la Têt (Clauzon, 1987).

Au niveau de la pente continentaleactuelle, la topographie de la surface mes-sinienne est incertaine (carte 2, fig. 16).Le paléocours messinien du Rhônesemble suivre un cours en baïonnette etprendre une direction nord-sud avant deretrouver une direction perpendiculaire àla pente messinienne (et actuelle). Desincisions assez larges peuvent exister auniveau de la pente inférieure au niveau dupuits GLP2. Les canyons de la partie sud-occidentale pourraient aussi avoirconvergé vers ce secteur.

Le raccordement de la surface d’éro-sion messinienne avec la base de la sérieévaporitique est bien identifié sur les pro-fils sismiques (fig. 14). Les évaporitessupérieures sont transgressives sur cettesurface d’érosion. Très minces à leurniveau d’extension maximum, elles sontde plus discontinues du fait de la tecto-nique halocinétique plio-quaternaire.

Les séries messiniennes déposées dansle bassin profond n’ont pas été étudiées endétail dans le cadre de ces travaux. Leslevés de sismique réflexion industrielle àassez haute résolution réalisés dans ce sec-

teur ont révélé l’existence de dépôt àfaciès « chaotique » au pied de la margedu golfe du Lion (in Bessis et Burrus,1986). Si aucun grand cône de déjectionou éventail détritique n’a été reconnu aupied du paléocanyon du Rhône, des corpssédimentaires situés sous la surface messi-nienne et la série salifère ont été récem-ment décrits dans le bassin (T. Dos Reis,comm. pers.) L’épaisseur assez faible dedépôts détritiques messiniens peut êtreliée à une vaste dispersion de produitsdétritiques messiniens de faible granu-lométrie car provenant pour une largepart d’une érosion de séries carbonatéeset/ou argileuses.

La reconstitution de la surface messi-nienne corrigée de la surcharge sédimentai-re plioquaternaire et de l’eau de mer(fig. 16) montre un aperçu de la paléoba-thymétrie de la surface messinienne sur lamarge bordant un bassin méditerranéenasséché. On constate que la profondeur dubassin messinien au pied de la marge dugolfe du Lion, devait être de l’ordre de1500 m, en accord avec les estimationsantérieures calculées à partir de ce paléoré-seau (Gennesseaux et Lefevre, 1980).

Si l’on tient compte d’une couche d’eaurésiduelle de quelques centaines de mètresau centre du bassin, la profondeur maxima-le de celui-ci a pu être assez proche, del’ordre de 2000 à 2500 m, de celle postuléeau début du dépôt des évaporites (in Hsü etal., 1978 ; Clauzon, 1982).

A l’inverse, la profondeur de la surfacemessinienne ainsi calculée au niveau dela marge est aussi une profondeur maxima-le car il n’a pas été tenu compte de la sub-sidence continue due à la relaxationthermique post-ouverture (subsidence« tectonique ») de la marge au plio-quater-naire. La profondeur maximale en pied demarge peut donc être légèrement inférieureet proche de celle calculée (1200 m) parBessis et Burrus (1986). Une profondeurmaximale de l’ordre 1500 m pour le bassinprofond semble donc vraisemblable.

Quels que soient les ajustements àapporter à ces profondeurs, la cartogra-phie de la surface messinienne du golfedu Lion confirme l’ampleur de l’érosionqui a affecté les marges méditerranéennesdurant cette « brève crise » ainsi quel’existence d’un bassin profond asséchéau moins jusqu’au niveau des zones pro-fondes des marges.



L’évolution plio-quaternaire

La surcharge sédimentaire liée audépôt rapide des évaporites dans le bassinprofond et à la remise en eau finale du bas-sin a dû provoquer une subsidenceaccélérée du bassin et une flexurationimportante au niveau des marges auPliocène inférieur. Cette flexure a été d’au-tant plus importante que certains domainesémergés ont subi un soulèvement impor-tant. Une flexuration de la marge et unapprofondissement significatif du bassinprovençal au Plio-Quaternaire sont accré-dités par les modélisations de la subsiden-ce au niveau de la marge du golfe du Lion.

En effet, après correction des effets de sur-charge sédimentaire et des effets ther-miques, il apparaît que la subsidence n’apas décru progressivement après la fin del’ouverture océanique au Miocène infé-rieur, mais que celle-ci s’est poursuivie defaçon constante et se serait même accéléréedans les temps récents au niveau du domai-ne profond (Burrus, 1989). Cette anomalie,également observée au niveau de la merLigure (Rehault et al., 1984) peut être miseen relation avec un changement decontraintes au niveau du domaine ouest-méditerranéen et une flexuration des par-ties profondes de celui-ci en réponse à unecompression régionale nord-sud.

Ces mouvements tectoniques, surrec-tions bordières, subsidence du bassin, etles changements climatiques du Pliocènesupérieur et du Quaternaire ont conduitau dépôt d’une très épaisse série sédi-mentaire sur la marge du golfe du Lion.

L’épaisseur maximale des dépôtsplio-quaternaires ainsi constitués se situeau niveau du rebord de la plate-forme oùils atteignent près de 2000 m d’épaisseuret forment un épais prisme de prograda-tion (fig. 14). Une des caractéristiques dela sédimentation plio-quaternaire est larelative stabilité de la position de la pentecontinentale depuis le Messinien jusqu’à



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Fig. 16.- Carte simplifiée de la surface messinienne corrigée de la surcharge des sédiments plio-quaternaires et de la tranche d’eau : profondeur approximativede la marge lors de l’abaissement messinien du niveau marin en Méditerranée.

Fig. 16.- Simplified map of the Messinian surface corrected for the Plio-Quaternary sediment and water-column overload: approximate depth of the marginduring the Messinian sea level fall in the Mediterranean.

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l’heure actuelle dans la partie sud-ouestdu golfe alors que dans la partie nord-est,le rebord du plateau continental a migrévers le sud par rapport à la paléopentemessinienne en raison de la progradationdes dépôts plioquaternaires.

La partie sommitale de la séquence qua-ternaire de la plate-forme a fait l’objet denombreuses études par sismique réflexionhaute résolution qui ont permis de mettre enévidence un ensemble d’unités en forme deprismes superposés sur la plate-formemoyenne et externe. Il s’agirait de prismesde bas niveau marin perché (environnementdeltaïque) qui se seraient formés lorsd’abaissements successifs du niveau marinde 80 m environ (Tesson et al., 1990 ;1993). Dans la partie profonde de la margele fait majeur de la sédimentation pliocèneà quaternaire a été la construction de l’é-ventail profond du Rhône qui a débuté àl’est du canyon du Petit Rhône, vers lamarge provençale, avant qu’un comble-ment du chenal (par des masses glissées ?)ne détourne les apports vers l’ouest (Droz,1983 ; Mear, 1984).

Les divers travaux en cours sur laplate-forme et sur la partie profondedevraient apporter des éléments nou-veaux sur l’évolution au Pliocène, qui estaussi une période mal connue de l’histoi-re de cette marge.

ConclusionLa cartographie détaillée des structures

du rift oligo-aquitanien et de la surface d’é-rosion messinienne, permet de préciser l’é-volution de cette marge au Tertiaire et meten évidence le rôle des structures héritéeset l’importance de l’évolution pré-rift.

L’examen des diverses données dispo-nibles sur le substratum pré-rift, unités

forées dans les puits et faciès acoustiquesobservés en sismique réflexion, confirmela large extension des formations sédimen-taires paléozoïques mais révèle aussi laprésence probable de séries mésozoïquesépaisses dans certains secteurs de la plate-forme. Les précisions apportées sur l’évo-lution de la région au Mésozoïque montreque le golfe du Lion a connu une sédimen-tation de plate-forme sans doute peu épais-se, à l’exception d’un secteur oriental auJurassique. L’évolution crétacée est trèsmal connue du fait de l’absence de témoinsen mer et de l’incertitude sur l’histoirecinématique des microplaques Ibérie etcorso-sarde. Un mouvement différentielentre ces deux microplaques lors de l’oro-genèse pyrénéenne permet d’expliquer lesdifférences de structures au niveau du golfedu Lion et du sud-est et la non-continuitéde la Faille Nord-Pyrénéenne au niveau duRoussillon.

Si l’évolution anté-rift ne peut encoreêtre reconstituée avec précision, les struc-tures du rift oligo-aquitanien témoignentde l’importance de l’héritage tectoniquequi, outre l’inversion de différents che-vauchements, a conduit à l’individualisa-tion de structures du rift trèsdifférenciées, à la fois transversalementet longitudinalement. Les profonds etlarges fossés du secteur sud-occidentals’opposent ainsi aux hémi-grabens oufossés localisés du secteur nord-orientalvoire à l’absence de structures extensivesnotables plus à l’est. Des failles trans-verses ou zones de transfert délimitantdes compartiments, ont contrôlé cettepartition de la déformation.

Cette forte segmentation a égalementcontrôlé l’évolution verticale et la sédimen-tation post-rift et les structures du rift n’é-taient pas encore totalement enfouies au

nord-est à la fin du Miocène. Le réseau desincisions messiniennes tel qu’il a pu êtrereconstitué, montre également une différen-ciation en deux grands secteurs. La profon-de incision du Rhône révèle l’influence ducontrôle structural par le substratum anté-ritsub-affleurant dans le secteur nord-orientaltandis qu’un réseau de vallées plus largesétait creusé dans les séries miocènes rem-plissant le graben central à l’ouest. La res-tauration de la surface messinienneconfirme l’importance de l’abaissement , de-1200 à -1500 m, du niveau de base enMéditerranée au Messinien.

La reconstitution de l’histoire de lamarge montre que les principales incerti-tudes concernent essentiellement la ciné-matique du bloc corso-sarde, l’évolution auCrétacé et l’amplitude des mouvementsverticaux durant les divers stades et en par-ticulier durant l’orogenèse pyrénéennedans le golfe du Lion et à sa périphérie. Cesincertitudes sont liées pour une bonne partà l’absence de tout forage en mer dans lesfossés et à l’est de la plate-forme quiauraient permis de reconstituer avec plusde précision les derniers stades de l’histoi-re pré-rift et l’évolution syn à post-rift.

Remerciements

Nous remercions la Société Elf-Aquitaine Production et la DirectionEploration-Production France qui a per-mis l’exploitation des données sur legolfe du Lion, D. Lajat puis A. Le Marrecqui ont suivi le déroulement des travauxlors de l’exploitation des données. Nosremerciements s’adressent également àAlbert Autran pour les nombreuses infor-mations et discussions sur l’évolutionrégionale et à Alain Mascle pour leursrevues constructives de cet article.Michel Séranne a gracieusement mis àdisposition une figure de cet article.





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STRUCTURES PROFONDES DU BASSIN NORD LIGUREET DU BASSIN NORD TYRRHÉNIEN

parI. Contrucci

Document du BRGM n° 292

La première partie de cette thèse a été consacrée à l'étude de la nature de la croûte dans le Bassin nord ligure. Les profils de sismiques multi-traces ont mis en évidence un accident majeur dans le socle sur la marge provençale. Cet accident a été associé à un changement de nature dela croûte. La limite du domaine océanique a été placée le long de cet accident. Sur la marge corse, il n'existe pas d'accident similaire à celuiobservé sur la marge provençale. La limite du domaine océanique a été fixée par le magnétisme, en identifiant coté corse des anomaliessimilaires à celles qui sont observées coté provençal à l'aplomb de l'accident. L'enregistrement à terre sur la côte corse, du profil sismique permetd'imager le Moho sous le sel messinien, car il est éclairé avec des rais d'incidence oblique. Le retraitement des ESP de la région a permis demettre en évidence l'existence d'une croûte océanique au centre du bassin et une croûte de type transitionnelle au large des marges provençaleet corse. Cette croûte transitionnelle est caractérisée par la présence, dans la croûte inférieure, d'une couche d'une vitesse de 7,2 km/s. Une limitedu domaine océanique a été proposée au nord du bassin ligure.La deuxième partie de cette thèse porte sur le bassin nord tyrrhénien. L'analyse combinée de la sismique réflexion multi-traces, de l'inversiongravimétrique tridimensionnelle et des enregistrements à terre de la sismique réflexion grand-angle/réfraction, a permis d'obtenir une imagetridimensionnelle du Bassin nord tyrrhénien. Le Bassin corse est probablement d'âge burdigalien, voir d'âge oligocène supérieur. Sa directionstructurale et son âge indiquent que ce bassin est contemporain de l'ouverture liguro-provençale. Le flux de chaleur corrigé de l'effet dessédiments est faible, malgré la remontée du Moho sous le bassin. Les anomalies gravimétriques à l'air libre et les anomalies magnétiques sontnégatives, confirmant la profondeur importante du bassin. Les enregistrements de sismique réfraction confirment la faible profondeur du Mohosous le bassin. Une arrivée tardive sur ces enregistrements a été associée à la base de la lithosphère. Le Bassin corse a subi des réactivationsrécentes au Tortonien, liées au rebond isostatique de la Corse hercynienne dû à l'écroulement gravitaire de la Corse alpine. La structure dessédiments sur cette bordure du bassin corse suggère une géométrie en paliers et rampes pour la faille de détachement majeure. Cette faille dedétachement se prolongerait sous l'île d'Elbe, où une zone de cisaillement ductile a été observée. La géométrie actuelle de la ride de Pianosaserait le résultat d'un événement compressif burdigalien. Une restructuration tardive a lieu au Messinien durant laquelle se superpose la mise enplace des magmas (île d'Elbe, Montecristo, Capraia) et la régression marine provoquant une importante érosion. Cette ride présente un flux dechaleur important, ainsi qu'une anomalie magnétique positive. Ceci est en accord avec la mise en place des plutons de l'île d'Elbe, de Montecristoet du volcanisme de Capraia. Au niveau de la structure profonde, nous avons mis en évidence l'existence d'un Moho ancien et profond"européen" et d'un Moho néoformé plus superficiel « toscan ».

The first part of the thesis examines the nature of the crust in the north Ligurian basin. Multichannel seismic profiles have revealed a majorfault in the basement along the Provençal margin. We associate this fault with a change in the nature of the crust, and take it to mark the bound-ary of the oceanic domain. No similar fault is observed along the Corsican margin, and the boundary of the oceanic domain on the Corsicanside has been defined on the basis of magnetic anomalies similar to those observed on the Provençal side directly above the fault. Onshore seis-mic profiling along the Corsican coast has imaged the Moho, marked by oblique incidence rays, beneath the Messinian Salt. Reprocessing theESP of the region has revealed the existence of an oceanic crust in the centre of the basin and a transitional-type crust off the Provençal andCorsican margins. This transitional crust is characterized by the presence, in the lower crust, of a layer with a velocity of 7.2 km/s. A bound-ary of the oceanic domain is proposed for the north of the Ligurian basin.The second part of the thesis concentrates on the north Tyrrhenian basin, where the combined analysis of multichannel seismic reflection pro-files, 3-D gravity inversion and onshore wide-angle reflection/refraction seismic profiling has made it possible to obtain a 3-D image of thebasin. The Corsican basin is probably Burdigalian in age, possibly Late Oligocene. Its structural direction and age indicate that it was con-temporaneous with the Ligurian-Provençal opening. The heat flow, corrected for the effect of sediments, is low despite the rise in the Mohobeneath the basin. The negative open air gravity anomalies and magnetic anomalies confirm the basin's great depth, whereas the seismic refrac-tion profiles confirm the shallow depth of the Moho beneath the basin. A late arrival on these profiles has been assigned to the base of the lithos-phere. Recent reactivation of the Corsican basin occurred during the Tortonian, associated with the isostatic rebound of Hercynian Corsicafollowing the gravity collapse of Alpine Corsica. The structure of the sediments along this side of the Corsican basin suggests a ramp and flatgeometry for the major detachment fault, which would seem to continue beneath the island of Elba where a ductile shear zone has beenobserved. The present geometry of the Pianosa ridge seems to be the result of Burdigalian compression. Late restructuring occurred during theMessinian, with the emplacement of magma (islands of Elba, Montecristo, Capraia) and a marine regression giving rise to major erosion. Thisridge shows a high heat flow and a positive magnetic anomaly, which is in agreement with the pluton emplacement at Elba and Montecristo,and the volcanic activity at Capraia. As regards the deep structure, we demonstrate the existence of a deep and ancient “European” Moho anda shallower neoformed “Tuscan” Moho.

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