Généralités et géodynamique

Massif Central et massif Armoricain sont les restes plus ou moins érodés des puissants reliefs montagneux qui couvraient une partie de l’Europe, un peu avant la fin du Paléozoïque, alors que l’ensemble des continents actuels formait une masse continentale unique, la Pangée, au sein d’un unique océan, la Téthys (Dercourt et al., 1993, 2000). Ces terrains paléozoïques sont hérités de gigantesques soulèvements montagneux (orogenèses) anciennes, dont le plus récent s’est produit pendant la phase varisque (hercynienne), au cours du Carbonifère, il y a plus de 300 millions d’années (Ma  ). Encore visibles aujourd’hui dans ces massifs périphériques, ils sont maintenant recouverts par les sédiments du bassin   dont ils forment le soubassement.

Vue en 3D du bassin d'Aquitaine (source : BRGM, 1986)"
Vue en 3D du bassin d’Aquitaine (source : BRGM, 1986)

C’est l’enfoncement (subsidence) de ce soubassement, particulièrement actif pendant une partie des ères Mésozoïque - ou Secondaire, et Cénozoïque - ou Tertiaire (Brunet, 1984), qui a permis aux sédiments alimentés par l’altération et l’érosion des reliefs de bordure de s’accumuler et de se conserver dans le bassin  . La distribution actuelle de ces sédiments, aujourd’hui transformés en roches (ou terrains et formations géologiques), de plus en plus récents en allant du Massif central à la région landaise, atteste de la distinction au cours des temps géologiques d’un domaine septentrional de plate-forme, relativement stable et faiblement subsident, d’un domaine méridional très fortement subsident.

Le bassin   enregistre depuis le Trias les mouvements relatifs des plaques Ibérie et Eurasie (Choukroune, 1976 ; Choukroune et Mattauer, 1978 ; Curnelle et al., 1980 ; Brunet, 1983 ; Curnelle, 1983 ; Brunet, 1991 ; Olivet et al., 1996) et son évolution est fortement contrôlée par les structures héritées de l’histoire hercynienne.

Il a enregistré l’évolution successive de deux domaines océaniques, Téthys et Océan Atlantique, et a évolué globalement d’un stade extensif (Trias au Crétacé inférieur) à un stade compressif (Crétacé supérieur au Tertiaire). Son évolution géodynamique comporte au moins cinq stades majeurs dont certaines limites doivent encore être précisées (Serrano et al., 2006 ; Canérot, 2008) :

  • stade de « rifting » intracontinental (Trias à Hettangien),
  • stade bassin   intracratonique (Lias moyen au Tithonien),
  • stade transtensif (Néocomien à Aptien terminal / intra Albien ?),
  • stade transpressif (Cénomanien au Maastrichtien ?),
  • stade compressif (Paléocène ? à Actuel).

L’histoire du bassin   a donc été une suite de tentatives de rifting, dans le contexte de l’ouverture progressive du Golfe de Gascogne, mais ces phases de rifting n’ont jamais abouti à l’océanisation en Aquitaine. Les mouvements relatifs des plaques ont néanmoins conduit à la formation du Bassin   d’Aquitaine puis à l’émergence de la chaîne des Pyrénées. Il faut cependant garder à l’esprit que la chaîne des Pyrénées et le Bassin   d’Aquitaine sont les héritiers de la chaîne varisque, et que de nombreuses structures mésozoïques et cénozoïques, en particulier la faille nord-pyrénéenne sont issues des structures varisques ou tardihercyniennes.

Il faut attendre la limite Crétacé-Tertiaire pour que s’amorce une autre grande orogenèse, avec la phase pyrénéenne de l’orogenèse alpine, induite par le rapprochement puis l’affrontement des plaques tectoniques Afrique et Europe. La partie sud de l’Aquitaine est directement concernée par cette orogenèse, qui a donné naissance aux Pyrénées il y a 40 Ma   (Canérot, 2008).

Entre les deux orogenèses varisque et alpine, la structuration du socle et des dépôts qui le recouvrent, les mouvements de la mer et la dynamique des sédiments qui s’y accumulent sont dépendants de la dynamique d’ouverture de deux grands océans, Téthys et Atlantique, en relation avec la tectonique distensive qui s’installe au Permien et s’achève pendant le Crétacé supérieur.

Ce sont les contrecoups de cette distension, appliquée aux segments ou aux branches NW-SE des cassures téthysienne et atlantique, qui vont induire les premières structures subsidentes où sont piégés les dépôts évaporitiques du Trias (Curnelle et Dubois, 1986).

La progression vers le nord de l’ouverture de l’Atlantique, à partir de l’Atlantique central, est d’abord responsable de l’orientation nord-sud des domaines sédimentaires marins, lors de la première grande transgression   jurassique. En atteignant le golfe de Gascogne, au Crétacé inférieur, et en s’appliquant à la branche Biscaye-Gascogne de la cassure atlantique, l’ouverture océanique provoque la rotation du bloc ibérique vers l’est le long d’un réseau de failles parallèles aux futures Pyrénées (“failles nord-pyrénéennes”, de direction dominante est-ouest).
A partir de ce moment et jusqu’aux ultimes phases post-orogéniques pyrénéennes de l’Oligocène, cette nouvelle direction est-ouest gouverne de plus en plus l’histoire du domaine méridional aquitain subsidence des grandes fosses et diapirisme des masses salifères du Trias.

Coupe nord-sud du bassin d'Aquitaine, le long du littoral (source : Serrano et al., 2006)"
Coupe nord-sud du bassin d’Aquitaine, le long du littoral (source : Serrano et al., 2006)

C’est au cours du Crétacé supérieur, alors que l’Atlantique Nord est en pleine ouverture, que se produit la deuxième et dernière grande transgression   marine dans le bassin  , contemporaine d’une élévation du niveau des mers à l’échelle mondiale (eustatisme).

Avec le Tertiaire, alors que se structurent, surgissent puis s’érodent les Pyrénées, commence une longue période globalement régressive de la mer ; la continentalisation du bassin   va progresser et s’achever pour l’essentiel au début du Quaternaire par le comblement définitif de la dépression landaise.

Au cours du Quaternaire, le bassin   acquiert peu à peu sa physionomie actuelle ; les dernières retouches, contemporaines des grandes glaciations qui s’achèvent en Europe du Nord il y a quelque 11 000 ans, induisent la structuration actuelle du réseau hydrographique   ainsi que le modelé des paysages par les sables éoliens qui se répandent sur les Landes et le long du littoral.

Si, à l’heure actuelle, les phases les plus dynamiques de la subsidence et du diapirisme peuvent être considérées comme achevées, la poussée de la plaque Afrique sur la plaque Europe, qui se poursuit toujours, induit cependant encore des mouvements néotectoniques au niveau des structures anciennes.

Revenir en haut