La Méditerranée, aussi nommée la mer « au milieu des terres », est une étendue d’eau récente, s’esquissant il y a environ 40 Ma. Elle est formée de plusieurs bassins profonds distincts les uns des autres et bordés de marges continentales peu immergées (fig. 1).

Ces bassins sont pour la plupart remplis de sédiments tertiaires épais ne rendant pas accessible le plancher de ces derniers. Toutefois, des études géophysiques mettent en lumière la présence d’une croûte amincie sous ces divers bassins. Aussi, les vitesses sismiques élevées dans ces zones suggèrent une nature océanique de ces fonds. Ces bassins seraient, pour la partie occidentale, le résultat d’une océanisation récente résultant de processus géodynamiques complexes, alors que la partie orientale serait constituée de vestiges d’un très vieil océan : la Téthys.

Quelle est l’histoire globale de la géodynamique méditerranéenne ? Comment expliquer la présence d’une telle épaisseur de sédiments au fond de la Méditerranée ?

L’ouverture de la Méditerranée occidentale : la formation du bassin Algéro-provençal et de la mer Tyrrhénienne

Une extension Oligo-miocène à l’origine du bassin Algéro-provençal

Un forage ainsi que des données de sismique-réflexion au niveau du Canyon du Var, en bordure du Golfe du Lion, montrent des sédiments syn-rifts datés à l’Oligo-miocène (fig. 2). Ces résultats témoignent d’une extension de la région à cette époque.

Par ailleurs, des données paléomagnétiques et volcaniques tendent à confirmer l’hypothèse d’une ouverture de cette zone à l’origine du bassin Liguro-provençal (fig. 3). En effet, des rhyolithes permiennes du Monte Cinto et du massif de l’Estérel soulignent des déclinaisons magnétiques différentes de l’ordre de 60° alors que ces dernières sont parallèles pour des laves datées au Miocène. Puis, des traces d’un important volcanisme Oligo-miocène sont constatées à l’Ouest de la Sardaigne ainsi qu’au Languedoc-Roussillon. Ce volcanisme débute il y a 29 Ma et se termine au Miocène moyen (13 Ma). Une analyse de ces laves calco-alcalines pose question dans un contexte de rift continental.

Parallèlement à l’ouverture de ce premier bassin, un second bassin se forme. Il s’agit du bassin Algéro-Sud baléares. Celui-ci possède les mêmes caractéristiques morphologiques que le bassin Liguro-provençal à savoir un fond plat rempli de sédiments d’âge et de nature similaires. Cependant, ces bassins sont séparés par une faille transformante. Il est aussi possible d’observer un volcanisme Oligo-miocène de type calco-alcalin sur le fond de ce bassin.

L’ensemble des bassins Liguro-provençal et Algéro-Sud baléares forme le bassin Algéro-provençal.

La mer Tyrrhénienne, le résultat d’un recul de la subduction Afrique/Europe

À l’issue la rotation du bloc Corso-sarde et de l’ouverture des bassins vus juste avant, un effondrement de la plaque africaine en subduction provoque une migration de celle-ci plus au Sud-Est. C’est alors qu’un nouveau bassin d’arrière-arc se forme à la fin du Miocène : c’est la naissance de la mer Tyrrhénienne.

Une reconstitution de l’histoire géodynamique de la Méditerranée occidentale

Les modèles présentés ci-après (fig. 4 et 5) résument l’histoire géodynamique de la Méditerranée occidentale au cours des 45 derniers millions d’années.

C’est ainsi que se présente la géodynamique de la Méditerranée occidentale. Qu’en est-il de la partie orientale ?

La Méditerranée orientale et son évolution : exemple de la mer Égée

La géologie de la mer Égée (fig. 6) présente des blocs et fossés scellés par des sédiments datés pour les plus anciens au Miocène inférieur. Aussi, aucun plancher océanique n’est observé : il s’agit d’une mer épicontinentale.

Plus en détails, il est possible de remarquer sur la carte géologique en figure 6 un bassin d’arrière-arc lié à la subduction d’un domaine océanique très anciens, la Téthys, sous la plaque Europe. Cette subduction aurait débuté il y a environ 35 Ma. La formation du bassin d’arrière-arc aurait également provoqué l’effondrement d’une ancienne chaine de montagnes qui reliait la Grèce et la Turquie. Cet effondrement semble présenter des modalités peu communes. En effet, les roches affectées par ces mouvements extensifs montrent un métamorphisme de haute température d’âge Miocène. Par exemple, les roches calcaires ont été transformées en marbres, et, un granite d’anatexie, aussi d’âge Miocène, affleure au centre de la région distendue.

Ces divers objets géologiques permettent de retracer l’histoire géodynamique de la région. La formation du bassin d’arrière-arc, typique d’un régime extensif, a suivi un état compressif affectant la chaine des Héllenides. Un déséquilibre est alors mis en place. Les structures périphériques et supérieures des Héllenides ont glissé sur les flancs de la chaine, mettant à l’affleurement les parties les plus profondes : on parle de dénudation tectonique. De plus, l’effondrement de la chaine engendre une diminution de la pression lithostatique. En conséquence, une remontée du manteau lithosphérique chaud a provoqué le métamorphisme des roches voisines dans un contexte de haute température, allant même jusqu’à la fusion partielle à certains endroits.

Ces formations se caractérisent par un cœur métamorphique, quelques fois granitisé, dans lesquels des déformations ductiles sont présentes (fig. 7). On remarque également des superstructures en glissement extensif au sein desquelles les déformations sont de type cassant. La limite rhéologique ductile-rigide est souvent associée à un niveau de décollement et de glissement appelé détachement.

Les îles Naxos et Paros sont d’illustres exemples de formations en dômes métamorphiques (fig. 8). Il est constaté une grande faille de détachement délimitant deux structures :

• L’une déformée selon un régime ductile. Il s’agit des roches métamorphiques datées à 25 Ma et du granite intrusif de 11 Ma.
• L’autre déformée en régime cassant. Il est question des blocs basculés constitués de roches sédimentaires datées au Miocène inférieur à moyen.

Ces îles sont donc d’importantes ouvertures formées par dénudation tectonique au travers d’empilements de nappes, laissant ainsi la possibilité d’étudiées les parties profondes de l’orogène des Héllenides.

La géologie de la Méditerranée ne se résume pas seulement, courant le Miocène, à la formation de bassins d’arrière-arc pour la partie occidentale et à la formation d’une mer épicontinentale pour la partie orientale. Il est aussi important de décrire les processus à l’origine d’une importante formation de roches sédimentaires évaporitiques sur les fonds méditerranéens.

Des changements morphologiques et géologiques de la Méditerranée à partir de la fin du Miocène

L’évènement Messinien ou l’assèchement de la Méditerranée

C’est à la fin du Miocène ou au Messinien, vers -7 à -6 Ma, que la Méditerranée devint une mer asséchée comme l’est aujourd’hui la mer Morte. Durant cet assèchement, d’importantes quantités de sels se sont déposées. Les principaux bassins salifères profonds formés recouvrent les planchers océaniques des bassins Algéro-provençal, Ionien et Levantin (fig. 10).

Ces dépôts de roches sédimentaires de type évaporitique se divisent en deux ensembles. Un premier ensemble inférieur formé uniquement d’halite (NaCl), épais de 2 à 2,5 km et limité aux parties profondes des bassins. Puis, un second ensemble aussi formé d’halite, avec en plus, du gypse (CaSO₄, 2H₂O), de l’anhydrite (CaSO₄) et de la dolomite (CaMg(CO₃)₂). Ce dernier ensemble est plus mince et déborde les parties profondes pour se déposer sur les marges continentales les entourant.

Le mode de mise en place de telles formations sédimentaires a longtemps fait débat. Toutefois, il semblerait que ces évaporites se soient formées selon le processus suivant (fig. 11) :

• L’halite s’est déposée au fond d’une mer encore profonde, et dont la saturation augmente suite à la fermeture de l’arc de Gibraltar. De plus, ce dépôt d’halite est entrecoupé d’une dizaine de couches de marnes à foraminifères vivant à une profondeur supérieure à 1000 m. Cela laisse à penser qu’un apport d’eau venant de l’océan Atlantique était nécessaire. D’ailleurs, cela conforte les observations actuelles où 2 à 2,5 km de roches sédimentaires sont constatés, ce qui ne serait pas possible si aucun apport extérieur se faisait : on aurait entre 20 à 60 m d’halite seulement.
• À l’issue de ce premier dépôt d’halite, les fosses deviennent peu à peu comblées si bien que la suite du processus se déroule sous une couche d’eau de plus faible épaisseur. C’est ainsi que se déposent les autres roches sédimentaires constituant le complexe évaporitique supérieur. Aussi, il est important de souligner la présence d’anhydrite. En effet, celle-ci est significative : l’anhydrite implique une température supérieure à 35 °C et une évaporation totale de l’eau. La Méditerranée est donc devenue, pendant un certain temps, une immense dépression comprenant des lagunes sursalées sur le bord desquelles se déposaient cette évaporite. Des intercalations marines à diatomées et stromatolites viennent confirmer ces interprétations. Ces types d’organismes vivent en milieu aquatique peu profond, signifiant l’existence de zones franchement lacustres, à eau douce telle que l’on peut voir en mer Caspienne actuellement.

Par ailleurs, ce contexte devait se situer bien en dessous du niveau de l’océan Atlantique au vu de l’érosion des bordures du plateau continental provoquée par les fleuves débouchant dans la Méditerranée (fig. 12).

C’est à partir du Pliocène (5 Ma) qu’une remise en eau de la Méditerranée a lieu, s’ensuivent d’importants changements de la Méditerranée.

La révolution Pliocène

À la suite de la fracturation du détroit de Gibraltar, une remise en eau de la Méditerranée est permise. C’est ainsi que l’ensemble des dépressions salines redeviennent marines avec des profondeurs avoisinant l’actuel. Les canyons formés par l’érosion des fleuves deviennent également sous-marins. La mer transgressive remonte largement les vallées permettant le dépôt de marnes (fig. 12).

Comment les eaux de l’océan Atlantique ont-elles pu remplir la Méditerranée ? À ce jour, cette question reste encore un mystère. D’après l’étude de foraminifères, le remplissage de la Méditerranée se serait fait en 100 000 ans.

Puis, d’importants mouvements verticaux sont constatés après la phase de plissement à la fin Miocène (fig. 13). Le soulèvement des zones plissées conduit à une reprise de l’érosion avec notamment un apport conséquent de produits détritiques dans les bassins. Ces apports surchargent les formations sédimentaires évaporitiques et permettent la mise en place de diapirs (fig. 13).

Les littoraux de ces zones plissées montrent des parties de bassins côtiers ainsi que d’anciens bassins salifères à l’air libre, dont il est possible d’étudier leur composition comme c’est le cas en Crète ou en Sicile. D’ailleurs, au niveau de cette dernière localité, l’Homme a exploité courant le XIXe siècle de grands gisements de soufre associés au gypse. En détails, le soufre est issu de la réduction des sulfates par des bactéries anaérobies.

De plus, un affaissement des bassins marins est constaté par rééquilibrage isostatique mais aussi dû au poids de l’eau et des sédiments remplissant la dépression de la Méditerranée. Cette suite de mouvements de soulèvement à terre et d’affaissement en mer sur les marges continentales conduit à la mise en place d'une flexure continentale.

Le rapprochement de l’Afrique et de l’Europe à l’actuel

Le rapprochement de la plaque africaine et de la plaque eurasienne se manifeste tout d’abord par une accentuation de la collision alpine au front de la microplaque adriatique. En conséquence de ce mouvement, le front se fragmente et donne le bloc padan. Ce dernier est rejeté vers l’Ouest et suit une rotation antihoraire autour de l’arc alpin (fig. 14).

Il est également constaté deux zones de subduction actives. La première se situe au niveau de l’arc égéen, et la seconde est celle de l’arc siculo-calabrais. Leur activité se manifeste par la présence de séismes profonds et d'un volcanisme actif (fig. 14).

Pour conclure, on remarque que la Méditerranée ne possède aucune unité géologique. En effet, elle se constitue de bassins profonds, de formes irrégulières, bordés par des marges continentales plus ou moins larges. La limite entre ces deux structures est généralement difficile à définir pour ce qui est de la nature du fond. Aussi, il n’existe pas d’unité entre les bassins de la Méditerranée. Certains sont des bassins d’arrière-arc, des mers épicontinentales : la mer Égée et Adriatique, alors que d’autres sont des bassins d’effondrement post-orogéniques ou encore des vestiges téthysiens. On remarque aussi que certains bassins s’ouvrent quand d’autres se ferment. Toutefois, la Méditerranée possède une certaine unité au Messinien lorsque les bassins deviennent des lagunes sursalées et s’assèchent presque totalement.

La Méditerranée montre une tectonique intense par des réajustements isostatiques ainsi que par des contraintes intenses générées par la collision de la plaque Afrique avec la plaque Europe. Ces dernières sont généralement déviées par les chaines de montagnes édifiées mais aussi par la présence de microplaques intermédiaires comme la plaque adriatique.

Enfin, beaucoup de secrets demeurent encore au sein de cette région méditerranéenne, notamment du fait d'importantes couches de roches sédimentaires évaporitiques et détritiques du Plio-quaternaire masquant les structures sous-marines.

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