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Messinien terminal et les marnes du Pliocène inférieur. Elle matérialise une phase d'érosion importante qui a contribué à modeler la surface d'érosion polygénique (discontinuité mio-pliocène) observée sur les marges du bassin méditerranéen. The latest Messinian erosional surface in central Crete (Greece) and around the Mediterranean: relations with the Mediterranean salinity crisis Abstract — In central Crete, the top of the Messinian evaporites is truncated by a major erosional surface beneath the latest Messinian conglomerates and the early Pliocene marls. This represents an important erosion phase which contributed to the relief of the polygenic erosional surface (Mio-Pliocene discontinuity) observed on the
of the polygenic erosional surface (Mio-Pliocene discontinuity) observed on the Mediterranean basin margins. Abridged English Version The significance of the Mio-Pliocene discontinuity observed in seismic reflection profiles on the Mediterranean margins has been one of the key points for the interpretation of the Messinian salinity crisis in the Mediterranean region ([1] to [11]). Study of the Neogene series of central Crete shows a major channelling surface at the top of the Messinian evaporites, sealed by conglomerates of latest Messinian age and marls of early Pliocene age. The rhythmic sedimentation of the late Messinian-early Pliocene includes, from base to top (fig.
the late Messinian-early Pliocene includes, from base to top (fig. 1): 1) late Messinian evaporites which rest in continuity on the alternating marls and limestones of early Messinian age, like in most of the peripheral basins; where the whole sequence is preserved, these evaporites may be correlated with the main evaporitic units of deep Mediterranean basins ([12], [29]); 2) postevaporitic Messinian debris flows [13]; 3) marl breccias ([14] to [17]) and white marls of early Pliocene age ([18], [19]). The contact between the evaporitic and postevaporitic deposits is erosional everywhere (figs. 2 to 4), as observed also in western and
(figs. 2 to 4), as observed also in western and eastern Crete ([14] to [17], [20] to [22]). Comparison with other Mediterranean basins shows the general extension of this discontinuity ([23] to [28]), which cuts the upper evaporites and which is fossilized by latest Messinian and early Pliocene deposits. The erosional phase which occurs at the end of the Messinian occupies therefore a very short time-span, probably no longer than one hundred thousand years. The late Messinian erosional surface differs from the Mio-Pliocene discontinuity observed in the Mediterranean margins because it extends to the central part of some evaporitic basins,
it extends to the central part of some evaporitic basins, where the incision depth into the evaporites reaches locally 250 m ([27], [28]). Then, the erosion surface sometimes reaches the preevaporitic levels, and thus it implies the lowering of the base level down to the base of the evaporites to assure the drainage and the evacuation of the solutions. Accordingly, this erosive event results from a significant fall of the Mediterranean water level, contemporaneous with the maximal closure of the communications with the Atlantic, which coincides with the transition between mostly hypersaline conditions to brackish environments at the end of
mostly hypersaline conditions to brackish environments at the end of the Messinian. Although we cannot exclude that the erosion started while the latest evaporitic layers were deposited in the deeper areas of the Mediterranean, this episode post-dated the deposition of most of the evaporites and was mainly contemporaneous of the "lac-mare" conditions. It is the only important erosive event described at present in the evaporitic basins themselves, and it contributed in an important way to the relief of the multistaged Mio-Pliocene discontinuity observed around the Mediterranean (30, 32). INTRODUCTION. — Les séries néogènes des bassins méditerranéens actuellement profonds montrent un
Les séries néogènes des bassins méditerranéens actuellement profonds montrent un fort réflecteur sismique (horizon « M » ou « H » selon les auteurs) que l'on a pu, par sondage, identifier avec le contact entre les évaporites messiniennes (« crise de salinité » méditerranéenne) et les dépôts sus-jacents (1) à (4). Vers les bordures, au-delà de l'aire de sédimentation des évaporites, ce réflecteur se raccorde géométriquement à une surface d'érosion irrégulière qui recoupe les séries du Miocène préévaporitique, sous les dépôts transgressifs du Pliocène inférieur. Localement, cette surface montre des réseaux de paléovallées (5, 6). On s'accorde généralement pour penser
réseaux de paléovallées (5, 6). On s'accorde généralement pour penser qu'elle s'est constituée pendant que se sédimentaient les évaporites messiniennes. Il y a cependant divergence entre les auteurs qui font correspondre cette surface soit avec la base des évaporites (7), soit avec le toit des évaporites inférieures (8, 9), soit encore avec la crise de salinité dans son ensemble (5, 10, 11). L'étude des séries néogènes de Crète centrale apporte des éléments significatifs à ce débat. On y voit en effet, à l'intérieur du domaine évaporitique, une surface de ravinement majeure installée au toit des évaporites supérieures et recouverte par
majeure installée au toit des évaporites supérieures et recouverte par des conglomérats rapportés au Messinien terminal et par les marnes du Pliocène inférieur. Il s'agit de l'épisode d'érosion le plus clairement exprimé au cours du Messinien supérieur. Cet événement important a fortement contribué à modeler la physionomie définitive de la Méditerranée vers la limite mio-pliocène. I. STRATIGRAPHIE DU MESSINIEN SUPÉRIEUR ET DU PLIOCÈNE INFÉRIEUR EN CRÈTE CENTRALE. — Les séries les plus complètes s'observent dans l'Ouest du bassin d'Héraklion (Malévisi et Messara nord-occidentale) et comportent la succession suivante de bas en haut (fig. 1) : 1) Les évaporites du Messinien
en haut (fig. 1) : 1) Les évaporites du Messinien supérieur. — Elles reposent sur des alternances marnocalcaires marines datées de la biozone à Globorotalia mediterranea (Messinien inférieur). En Crète centrale, comme dans la plupart des bassins du pourtour méditerranéen, le passage entre les dépôts préévaporitiques et les évaporites s'opère en continuité sédimentaire. La séquence évaporitique elle-même débute par des niveaux stromatolithiques parfois gypsifiés. Lorsqu'elle est complète, elle comporte trois termes qui sont corrélables avec ceux connus dans les plaines abyssales de la Méditerranée (12), soit : a) une série massive composée de gypses à faciès laminaire, sélénite ou pseudonodulaire,
massive composée de gypses à faciès laminaire, sélénite ou pseudonodulaire, qui correspond au terme « gypso-anhydritique inférieur »; b) une brèche gypseuse intermédiaire qui pourrait représenter l'équivalent latéral du terme « salifère » après dissolution de la halite; c) une alternance de marnes sableuses, de gypses et de conglomérats qui constitue l'équivalent des évaporites « supérieures ». 2) Les conglomérats du Messinien postévaporitique. — Il s'agit de conglomérats polygéniques et hétérométriques, le plus souvent azotiques, évoquant un mécanisme de dépôt de type coulée boueuse (13). Ils sont localisés au pied du massif de l'Ida. Ces dépôts reposent sur les évaporites
du massif de l'Ida. Ces dépôts reposent sur les évaporites et les couches préévaporitiques par l'intermédiaire de la surface d'érosion finimessinienne mentionnée dans l'introduction. Ils sont recouverts en continuité Fig. 1. — Corrélations stratigraphiques dans les formations du Messinien supérieur en Crète centrale, illustrant la position de la surface d'érosion majeure qui affecte le toit des évaporites supérieures. Elle est recouverte par les conglomérats du Messinien terminal et par les dépôts marins du Pliocène inférieur. Le toit des évaporites inférieures est utilisé comme niveau de référence. Fig. 1. Stratigraphic correlations drawn in the late Messinian formations of central Crete, showing
drawn in the late Messinian formations of central Crete, showing the major erosional surface at the top of the upper evaporites. It is overlain by conglomerates of latest Messinian age and by Miocene marine sediments. The reference level is the top of the lower evaporites. par les marnes du Pliocène inférieur. En l'absence de marqueurs biostratigraphiques, nous rangeons ces dépôts dans la partie terminale du Messinien. 3) Les dépôts du Pliocène inférieur. — Des brèches à matrice marneuse (faciès maribreccias) sont rapportées à la base du Pliocène par les auteurs néerlandais (14) à (17). Elles sont surmontées par des marnes
néerlandais (14) à (17). Elles sont surmontées par des marnes blanches à microfaune planctonique marine de la biozone à Globorotalia margaritae. L'acmé à Sphaeroidinellopsis (18, 19) se rencontre parfois à la base des marnes blanches. II. LA SURFACE D'ÉROSION FINIMESSINIENNE. 1) En Crète centrale. Le contact entre les dépôts évaporitiques et postévaporitiques est partout érosionnel. Sur les bordures du bassin, des coulées boueuses tronquent l'équivalent marno-conglomératique des évaporites supérieures (fig. 2) et reposent en général directement sur la série préévaporitique érodée. En position plus centrale, le toit des évaporites présente une morphologie très accidentée. Dans le Malévisi, les gypses apparaissent
une morphologie très accidentée. Dans le Malévisi, les gypses apparaissent sous forme de buttes isolées par des dépressions (13, 20) remplies de maribreccias et de marnes blanches du Pliocène inférieur (fig. 3); des versants de paléovallées y demeurent parfois conservés (fig. 4). La continuité latérale des couches infraévaporitiques exclut l'hypothèse d'effondrements tectoniques (fig. 3). Dans la Messara nord-occidentale, les conglomérats du Messinien terminal et les marnes du Pliocène inférieur reposent en contact érosionnel tranché et en discordance cartographique sur les évaporites supérieures et les couches sous-jacentes. Une surface d'érosion régionale irrégulière affecte donc le toit des évaporites supérieures en Crète
irrégulière affecte donc le toit des évaporites supérieures en Crète centrale et se trouve recouverte par les conglomérats du Messinien terminal et les dépôts du Pliocène inférieur. L'amplitude du creusement peut dépasser localement la centaine de mètres (fig. 4) et atteindre les couches préévaporitiques. 2) En Crète occidentale et orientale. — Un contact irrégulier a été signalé dans tous les autres bassins néogènes de Crète entre les maribreccias et les couches du Miocène préévaporitique (14) à (17), (20) à (22). La présence de blocs de gypse remaniés dans ces dépôts atteste l'intensité de l'érosion. 3) Sur le pourtour méditerranéen. —
atteste l'intensité de l'érosion. 3) Sur le pourtour méditerranéen. — La comparaison avec d'autres bassins montre l'extension méditerranéenne de cette discontinuité finimessinienne qui a été observée dans le couloir du Bas-Andarax [23], au large du bassin de Valence [24], dans le bassin du Chélif [25] ou encore à Chypre [26]. Comme en Crète, la surface de ravinement affecte le toit des évaporites supérieures et se trouve cachetée par les conglomérats du Messinien terminal ou par les dépôts du Pliocène inférieur. Dans le canal de Corse, un réseau de paléovallées fluviales comblées par des sédiments du Pliocène inférieur entaille l'ensemble des
comblées par des sédiments du Pliocène inférieur entaille l'ensemble des séries évaporitiques sur une profondeur de 250 m, atteignant parfois les couches sous-jacentes ([27], [28]). III. DISCUSSION ET IMPLICATIONS GÉODYNAMIQUES. — L'hypothèse de l'équivalence latérale globale de la discontinuité mio-pliocène avec les évaporites a conduit les auteurs qui l'ont admise ([5], [10], [11]) à expliquer les surfaces d'érosion observées sur les marges par l'effet de la crise de salinité messinienne. Cette explication mérite cependant d'être nuancée à la lumière des observations de terrain : 1) le prolongement de la discontinuité sous les évaporites inférieures ne s'observe pas dans les bassins
sous les évaporites inférieures ne s'observe pas dans les bassins périphériques, comme ceux de Crète où la transition entre les dépôts préévaporitiques et évaporitiques s'opère LÉGENDES DES FIGURES 2 À 4 Fig. 2. Morphologie de la surface d'érosion finimessinienne (S) à Vlachiana (Malévisi). Cette surface recoupe le substratum prénéogène (PN), les calcaires bioclastiques du Messinien inférieur (mi) et l'équivalent latéral marno-conglomératique des évaporites supérieures (ES). Elle est recouverte par les conglomérats du Messinien terminal (MT). Une faille normale subméridienne (F) affaisse ces conglomérats que surmontent les marnes du Pliocène inférieur. Noter l'existence d'une surface d'érosion mineure (s) à la base
Noter l'existence d'une surface d'érosion mineure (s) à la base de l'équivalent latéral des évaporites supérieures (ES). Fig. 2. — Morphology of the latest Messinian erosional surface (S) at Vlachiana (Malevisi). This surface cuts the Preneogene basement (PN), the early Messinian bioclastic limestones (mi) and the marly-conglomeratic equivalent of the upper evaporites (ES). It is overlain by the latest Messinian conglomerates (MT). A submeridian normal fault (F) collapses these conglomerates which are topped by the early Pliocene marls. A minor erosional surface (s) occurs at the base of the lateral equivalent of the upper evaporites (ES). Fig. 3. Morphologie de
equivalent of the upper evaporites (ES). Fig. 3. Morphologie de la surface d'érosion finimessinienne (S) au NO de Tsangaraki (Malévisi). Cette surface recoupe la brèche intermédiaire (BI) et les gypses inférieurs (G). Elle est recouverte par les dépôts marins du Pliocène inférieur (PI). Fig. 3. — Morphology of the latest Messinian erosional surface (S) to the NW of Tsangaraki (Malevisi). This surface cuts the intermediate breccia (BI) and the lower gypsum (G). It is overlain by early Pliocene marine deposits (Pl). Fig. 4. Aspect d'un versant de paléovallée à Dhrakouliaris (Malévisi). La surface d'érosion finimessinienne (S) tronque profondément la brèche
(Malévisi). La surface d'érosion finimessinienne (S) tronque profondément la brèche intermédiaire (BI) et les gypses inférieurs (G) sur une hauteur visible d'une centaine de mètres. Les marnes pliocènes (PI) s'appuient contre ce versant de paléovallée qu'elles fossilisent. L'étude cartographique montre que ce contact n'est pas anormal. Fig. 4. — View of a paleovalley wall at Dhrakouliaris (Malevisi). The latest Messinian erosional surface (S) cuts deeply the intermediate breccia (BI) and the lower gypsum (G) over more than 100 m. The Pliocene marls (PI) rest against this paleovalley wall which is fossilized by these marls. The regional mapping precludes the tectonic
fossilized by these marls. The regional mapping precludes the tectonic nature of this contact. toujours en continuité; 2) une relation partielle avec le toit des évaporites inférieures pourrait éventuellement être matérialisée par les brèches intermédiaires (Crète, Chypre, etc.) et/ou par la discordance entre les évaporites inférieures et supérieures (Sicile), mais ces brèches sont également liées à la dissolution et à la mobilité de corps salins [29]; 3) la corrélation de la discontinuité avec l'ensemble de la formation évaporitique peut être admise, à condition de considérer qu'elle marque la somme des phases d'érosion causées par les fluctuations successives du niveau de
phases d'érosion causées par les fluctuations successives du niveau de base [30]. Localement, la morphogenèse aurait même pu débuter avant le déclenchement des conditions évaporitiques, en relation avec la surrection de certaines zones marginales [30]. Ainsi, les données tirées du Néogène de Crète et d'autres régions périméditerranéennes apportent de nouveaux éléments d'interprétation de l'évolution du bassin méditerranéen vers la limite mio-pliocène. L'âge de la phase d'érosion qu'on y observe peut être établi, puisque la surface de ravinement entaille les évaporites supérieures et est fossilisée par les conglomérats du Messinien terminal et les dépôts du Pliocène inférieur. Il correspond donc à
et les dépôts du Pliocène inférieur. Il correspond donc à un intervalle de temps très court, probablement de l'ordre de la centaine de milliers d'années, qui coïncide approximativement avec l'épisode sédimentaire du « lacmer » [31] identifié dans d'autres bassins évaporitiques méditerranéens. Cette surface d'érosion finimessinienne se différencie de la discontinuité sismique observée sur les marges méditerranéennes par le fait qu'elle affecte les dépôts évaporitiques situés dans la partie centrale de certains bassins, sur une hauteur pouvant atteindre 250 m ([27], [28]). Dans ce cas, elle affecte parfois les couches préévaporitiques, ce qui oblige à concevoir une descente du niveau
préévaporitiques, ce qui oblige à concevoir une descente du niveau de base à minimum jusqu'au mur des évaporites, nécessaire au drainage et à l'évacuation des solutions. Cet abaissement important du plan d'eau méditerranéen intervient donc vers la fin des conditions évaporitiques; il est contemporain de la réduction maximale des communications avec l'Atlantique, qui, à la fin du Messinien, provoque le passage de conditions hypersalines dominantes à des environnements saumâtres. Les conditions hydrochimiques du milieu dépendantes du bilan hydrique régional, sont alors marquées par des apports d'eau douce dominants. Même si l'on ne peut exclure que cette phase d'érosion ait commencé
l'on ne peut exclure que cette phase d'érosion ait commencé pendant que les derniers niveaux d'évaporites se formaient dans les parties plus profondes, cet épisode érosif est intervenu, pour l'essentiel, pendant le Messinien postévaporitique. IV. CONCLUSIONS. — L'étude des séries néogènes de Crète montre l'importance de la phase d'érosion qui se produit vers la fin de la sédimentation évaporitique messinienne et antérieurement aux derniers dépôts messiniens précédant l'ingression marine rapide du Pliocène basal. Elle constitue le seul événement érosif important identifiable dans les bassins évaporitiques eux-mêmes. Elle est en relation avec un abaissement majeur du niveau de base qui intervient
avec un abaissement majeur du niveau de base qui intervient pendant un intervalle de temps bref, correspondant pour l'essentiel à l'épisode du « lac-mer » (Messinien postévaporitique), marqué par l'isolement maximal du bassin méditerranéen et son évolution vers des conditions dominantes de dessalure. Cette phase d'érosion finimessinienne représente l'aboutissement de la tendance régressive générale amorcée en Méditerranée dès la fin du Messinien inférieur. Elle a fortement contribué à façonner le modelé définitif de la surface miopliocène décrite sur les bordures du bassin évaporitique méditerranéen et qui doit être considérée comme une surface polyphasée. Travail financé par l'Action spécifique du Muséum
une surface polyphasée. Travail financé par l'Action spécifique du Muséum national d'Histoire naturelle et le BQR 1991 « Évolution des climats et sédimentation ». Mme A. Cambreleng a assuré l'exécution des dessins. Note remise le 4 juillet 1992, acceptée après révision le 16 décembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] W. B. F. RYAN, Ph. D. Thesis, Univ. de Columbia (New York), 1969, 236 p. [2] A. MAUFFRET, Rev. Inst. Fr. Pétrol., 24, 7-8, 1969, p. 953-960. [3] W. B. F. RYAN, in C. W. DROOGER, Messinian events in the Mediterranean, Kon. ned. Akad. Wetensch., 1973, p. 26-38. [4] A. MAUFFRET, J.-P.
ned. Akad. Wetensch., 1973, p. 26-38. [4] A. MAUFFRET, J.-P. FAIL, L. MONTADERT, J. SANCHO et E. WINNOCK, Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 57, 11, 1973, p. 2245-2262. [5] G. CLAUZON, Marine Geology, 27, 1978, p. 231-246. [6] P. M. BARBER, Géol. médit., VII, 1, 1980, p. 13-17. [7] P. F. BUROLLET et R. S. BYRAMJEE, Notes et mém. Total-C.F.P., 11, 1974, p. 71-119. [8] K. J. Hsu, L. MONTADERT, D. BERNOULLI, M. B. CITA, A. ERICKSON, R. E. GARRISON, R. B. KIDD, F. MELIERES, C. MULLER et R. WRIGHT, Nature, 267, 5610, 1977, p. 399-403. [9] K. J. HSU,
Nature, 267, 5610, 1977, p. 399-403. [9] K. J. HSU, L. MONTADERT, D. BERNOULLI, M. B. CITA, A. ERICKSON, R. E. GARRISON, R. B. KIDD, F. MELIERES, C. MULLER et R. WRIGHT, Init. Rep. Deep-Sea Drilling Project, XLII, 1, 1978, p. 1053-1078. [10] G. CLAUZON, Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol., 29, 1979/1980, p. 15-40. [11] C. ESCUTIA et A. MALDONADO, Tectonophysics, 203, 1992, p. 263-284. [12] L. MONTADERT, J. LETOUZEY et A. MAUFFRET, Init. Rep. Deep-Sea Drilling Project, XLII, 1, 1978, p. 1037-1050. [13] B. DELRIEU, Mém. géol. Inst. géol. A. de Lapparent, 42, 1990, 369 p. [14] T. FREUDENTHAL, Ultrecht Micropaleont.
Lapparent, 42, 1990, 369 p. [14] T. FREUDENTHAL, Ultrecht Micropaleont. Bull., 1, 1969, 208 p. [15] J. E. MEULENKAMP, Utrecht Micropaleont. Bull., 2, 1969, 168 p. [16] A. R. FORTUIN, Gua Papers of Geology, série 1, 8, 1977, 164 p. [17] J. M. PETERS, Gua Papers of Geology, série 1, 23, 1985, p. 62-230. [18] W. J. ZACHARIASSE, Utrecht Micropaleont. Bull., 11, 1975, 171 p. [19] P. SPAAK, Utrecht Micropaleont. Bull., 28, 1983, 159 p. [20] J. E. MEULENKAMP, H. A. JONKERS et P. SPAAK, Proc. VI Coll. Geol. Aegean Region, Athènes, 1977, I, 1977, p. 137-149. [21] J. E.
Region, Athènes, 1977, I, 1977, p. 137-149. [21] J. E. MEULENKAMP, M. DERMITZAKIS, E. GEORGIADES-DIKEOULIA, H. A. JONKERS et H. BOGER, Publ. Dept. Geol. Paleont., Univ. of Athens, série A, 32, 1979, 32 p. [22] J. M. PETERS et S. R. TROELSTRA, Marine Geology, 56, 1984, p. 335-344. [23] C. MONTENAT, P. OTT D'ESTEVOU et G. DE LA CHAPELLE, DOC. et Trav. Inst. géol. A. de Lapparent, 12-13, 1990, p. 129-164. [24] A. MAUFFRET, Thèse Doct. d'État, Univ. de Paris-VI, 1976, 137 p. [25] J.-M. ROUCHY, observations inédites. [26] J.-M. ROUCHY, F. ORSZAG-SPERBER, G. BIZON et J.-J. BIZON, C. R.
ROUCHY, F. ORSZAG-SPERBER, G. BIZON et J.-J. BIZON, C. R. Acad. Sci. Paris, 291, série D, 1980, p. 729-732. [27] ALERIA, C. R. Acad. Sci. Paris, 288, série D, 1979, p. 1521-1524. [28] ALERIA, Géol. médit., VII, 1, 1980, p. 5-12. [29] J.-M. ROUCHY, Mém. Mus. nat. Hist. nat., série C, L, 1982, 267 p. [30] J.-M. ROUCHY, Bull. Soc. géol. France, série 7, XXIV, 3, 1982, p. 653-657. [31] M. GIGNOUX, Géologie stratigraphique, Masson, Paris, 1936, 709 p. [32] J.-P. SAINT MARTIN et J.-M. ROUCHY, Bull. Soc. géol. France, série 8, VI, 1, 1990, p. 83-94. Muséum national d'Histoire
série 8, VI, 1, 1990, p. 83-94. Muséum national d'Histoire naturelle, Laboratoire de Géologie, 43, rue de Buffon, 75005 Paris. Selon plusieurs auteurs, la semelle à blocs serait un mélange s'étendant au moins entre le secteur de Puerto Nuevo et l'île de Cedros, voire même un « terrane » constituant le soubassement de toute la presqu'île du Vizcaino et de l'île de Cedros. Ce mélange serait l'autochtone relatif des ophiolites; la position de celles-ci au-dessus de celui-là serait due à un charriage; et l'âge de ce charriage serait mésocrétacé, comme celui d'une structure semblable ainsi datée de l'île de Cedros,
celui d'une structure semblable ainsi datée de l'île de Cedros, où il y a un mélange fossilifère, alors que la semelle de Puerto Nuevo ne l'est pas et alors qu'aucune des formations fossilifères pré-albiennes (Molasse Valle) connues dans l'une de ces régions (Vizcaino, Cedros) ne se retrouve dans l'autre. Selon certains auteurs, ce seraient des séries « franciscaines ». Pour d'autres, ce seraient plutôt des séries du bloc américano-mexicain et/ou à rapprocher de celles des Klamath. Les résultats des travaux que nous avons conduits au Vizcaino au cours des deux dernières années montrent cependant qu'il convient de remettre en question,