Contexte géologique du golfe de Corinthe

Contexte géologique du golfe de Corinthe

L’approche menée dans le cadre de l’étude du golfe de Corinthe diffère de l’approche générale suivie en modélisation géodynamique. Il s’agit maintenant de revenir aux données et aux contraintes géologiques pesant sur le problème mécanique. Le golfe de Corinthe étant une structure récente, au centre d’un domaine géologiquement complexe, la mer Egée, il est nécessaire de s’attarder sur les données géologiques et géophysiques disponibles avant de commencer tout travail de modélisation. Ce premier chapitre commence par une description de la cinématique régionale et par un bref résumé des de l’histoire orogénique alpine de la région Egéenne. L’apport des données géophysiques sur la connaissance de la structure profonde de l’Egée sera ensuite discuté avant de recentrer la discussion sur le golfe de Corinthe. La région Egéenne se situe dans la partie orientale de la Méditerranée. Située à la limite de quatre plaques tectoniques (Figure 60 A), cette région se déforme de manière plus ou moins distribuée depuis le début de l’orogenèse alpine sous l’influence des grands blocs qui la bordent. L’Eurasie et l’Afrique qui convergent selon une direction nord/sud, l’Arabie remonte vers le nord et l’Anatolie subit une extrusion vers l’ouest relativement à l’Europe.

Les plaques Afrique et Europe convergent à une vitesse comprise entre 10 et 15mm/an, mais la géométrie de la limite de plaque étant fort complexe, on y observe des régimes de déformation s’étendant de la collision continentale (dans les Alpes, les Hellénides et les Dinarides), à la subduction océanique (arc hellénique). La vitesse de subduction au niveau de la Fosse Hellénique est de 40 à 50 mm/an (Figure 60 A) soit 30mm/an de plus que la vitesse de convergence. Cette différence est attribuée selon les auteurs à l’extrusion de l’Anatolie [Le Pichon et al.,1993; Mc Kenzie, 1972; Jackson et al.,1994 ;Le Pichon et al.,1995] ou au retrait du slab océanique [Gautier et al., 1999; Jolivet et al., 1994; Jolivet and Faccenna, 2000; Jolivet et al., 1999]. Le gradient de vitesse brutal, séparant les zones de collision de l’arc Egéen, est accommodé actuellement sur la faille de Céphalonie par un cisaillement dextre actif depuis 1,5 Ma [Cocard et al., 1999]. Le mouvement relatif vers l’ouest de l’Anatolie par rapport à l’Europe est très localisé au nord, le long de la Faille Nord Anatolienne (NAF ; Figure 60C), et distribué partout ailleurs en Egée par un cisaillement dextre à grande échelle [Tayzman et al., 1991]. Cinématiquement la Grèce continentale correspond donc actuellement à une grande zone de transfert entre deux segments décrochants : La NAF et la Faille de Céphalonie tandis que le Péloponnèse subit une rotation horaire mise en évidence par la microtectonique [Le Pichon and Angelier, 1979] et le paléomagnétisme [Duermeijer et al., 2000]. Cependant, les mesures GPS [Mc Clusky et al., 2000] indiquent, clairement, que l’Egée et la plaque Anatolienne ne se comportent pas comme des blocs rigides, ce qui explique pourquoi le Péloponnèse subit une rotation horaire par rapport à l’Europe fixe et anti-horaire par rapport à la Grèce continentale fixe [Briole et al., 1999].

Comme l’Egée ne peut pas être considérée comme une plaque rigide, l’utilisation de modèles cinématiques simples pour comprendre la géodynamique régionale s’y avère dangereuse. La compréhension complète de la néotectonique de l’arc égéen et donc, du golfe de Corinthe, doit passer par l’utilisation de modèles mécaniques prenant en compte l’héritage structural complexe de l’histoire alpine de la région. C’est ce que nous avons essayé de faire, en s’attachant d’abord, à Déformation instantanée en Egée : A : Carte de la Méditerranée Orientale mettant en évidence les limites de plaques et les vitesses (cinématique globale) à leurs limites. L’Eurasie, l’Anatolie, l’Arabie et l’Afrique peuvent être considérées comme des blocs « rigides » alors que l’Egée ne peut pas être considéré comme une micro-plaque au sens classique (i.e. sans déformation interne) de la tectonique des plaques. B : La micro-sismicité, même si elle se concentre sur les limites de l’Egée, indique elle aussi que la déformation n’est pas vraiment localisée C et D vecteurs GPS [Mc Clusky et al., 2000] représentés par rapport à l’Eurasie fixe montrent clairement l’extrusion de l’Anatolie de long de la Faille Nord Anatolienne. La représentation par rapport à l’Anatolie fixe met en évidence la déformation interne en Egée et dans le sud de L’Anatolie. Les Hellénides font partie des chaînes alpines périméditerranéennes mises en place lors de la collision Afrique Eurasie depuis l’Eocène. On reconnaît classiquement 3 unités principales dans la chaîne des Hellénides: les zones externes, intermédiaires et internes. Elles sont décrites en plus amples détails dans l’encadré unités paléogéographiques des Hellénides. Conformément à leur polarité, les charriages sont de plus en plus récents vers l’ouest : Eocène dans le Pinde et la zone Pélagonienne, fini Oligocène à Miocène dans le Gavroro et la zone Ionienne [Aubouin et al., 1970], le chevauchement de la zone Ionienne sur la zone Préapulienne s’est produit au Pliocène inférieur entre 4 et 5 Ma [Mercier et al., 1976].