DINARIDES

Les Hellénides

Les Hellénides sont la partie la mieux connue des Dinarides. Elles forment une chaîne symétrique de l'Apennin par-delà la zone d'Apulie, qui sert d'avant-pays commun aux deux chaînes dont les structures se font face. Partant de l'avant-pays d'Apulie, plate-forme de calcaires récifaux pendant tout le Secondaire et le Tertiaire, et allant vers le nord-est, c'est-à-dire de l'extérieur vers l'intérieur des Hellénides, on rencontre successivement : la zone ionienne, la zone de Gavrovo, la zone du Pinde, la zone du Parnasse, la zone pélagonienne, la zone du Vardar, le massif serbo-macédonien.

La zone ionienne est caractérisée par des calcaires siliceux en dalles jusqu'à l'Éocène moyen, surmontés des grès et marnes du flysch jusqu'au Miocène inférieur ; elle passe en transition à la zone d'Apulie par la sous-zone préapulienne ; elle forme de vastes écailles chevauchantes vers le sud-ouest et paraît être charriée dans son ensemble sur la zone préapulienne. En Égée, la zone ionienne devient métamorphique, notamment en Crète, où elle prend le nom de zone de l'Ida ; les calcaires du Taygète, en Péloponnèse, appartiennent déjà à la zone de l'Ida.

La zone du Gavrovo (zone de Kruja en Albanie) est caractérisée par une sédimentation calcaire récifale du Trias à l'Éocène moyen, surmontée par un flysch d'âge éocène supérieur-oligocène ; faiblement déformée par des plis à grand rayon de courbure, elle forme un chapelet de massifs à l'avant de la nappe du Pinde en Albanie et en Grèce continentale, et affleure en fenêtre sous celle-ci dans le Péloponnèse (zone de Tripolitsa) et en Crète, où elle constitue les principaux massifs de l'île. Dès le Péloponnèse, et plus encore en Crète, la zone du Gavrovo est charriée sur la zone ionienne par un cisaillement plat qui recoupe toutes les structures.

La zone du Pinde (zone de Krasta en Albanie) est caractérisée par une série siliceuse de radiolarites et de calcaires en dalles, du Trias supérieur au Crétacé supérieur, surmontée de flysch jusqu'à l'Éocène moyen ; divisée elle-même par de nombreux chevauchements, elle forme une vaste nappe de couverture, charriée sur la zone du Gavrovo sur une distance qui dépasse 100 kilomètres, comme en témoignent les fenêtres du Péloponnèse où elle prend tout son développement ; plus au sud, on ne la retrouve que sous forme de lambeaux de petite taille perchés dans les hauts massifs de Crète et des îles du Dodécanèse méridional ; plus au nord, elle s'infléchit axialement le long de la « transversale du Kastaniotikos », passe sous la nappe subpélagonienne et ne représente plus qu'un mince liseré d'écailles au front de celle-ci, dans le Pinde septentrional et, de là, en Albanie où, en outre, elle réapparaît en fenêtre dans le massif du Cukali, le long de la transversale de Scutari-Pec.

La zone du Parnasse forme une sorte d'amygdale limitée au massif du Parnasse lui-même et au nord de l' Argolide ; vers le nord, le long de la « transversale du Sperchios », elle plonge axialement sous la nappe subpélagonienne ; vers le sud, elle se termine axialement en Argolide moyenne ; elle est caractérisée par une série de calcaires récifaux du Trias au Crétacé supérieur, qui lui assigne la valeur d'un haut-fond ayant émergé à certaines époques pendant lesquelles se sont formées des bauxites (Jurassique supérieur, Crétacé moyen) ; elle est surmontée par un flysch peu puissant, parfois légèrement discordant, d'âge éocène inférieur et moyen ; de tectonique relativement rigide, la zone du Parnasse chevauche la zone du Pinde sur laquelle elle repose.

La zone pélagonienne montre son socle à l'affleurement, dans le massif de Macédoine, le massif de Thessalie et le massif d'Attique-Cyclades, séparés respectivement par l'ensellement de Kozani et l'ensellement de l'Eubée moyenne où la couverture sédimentaire secondaire est conservée ; on y reconnaît, au-dessus d'une série de calcaires récifaux du Trias et du Jurassique, de vastes complexes ophiolitiques d'âge jurassique supérieur, associées à des radiolarites, le tout étant recouvert en discordance et transgression par un Crétacé supérieur de faciès récifal auquel succède un flysch à la fin du Crétacé.

La marge externe de la zone pélagonienne, en transition suivant les cas avec le sillon du Pinde ou avec la zone du Parnasse, est connue sous le nom de sous-zone subpélagonienne : caractérisée par la puissance des complexes ophiolitiques parfois épais de plusieurs kilomètres, on y reconnaît la même succession d'événements, notamment la transgression du Crétacé supérieur et l'apparition du flysch à la fin du Crétacé. La série subpélagonienne forme une vaste nappe de charriage qui vient recouvrir la zone du Parnasse qu'elle déborde en Grèce moyenne (transversale de Sperchios), puis la nappe du Pinde qu'elle déborde à son tour en Grèce du Nord et en Albanie (transversale de Kastaniotikos) pour former la puissante nappe ophiolitique du Pinde septentrional en Grèce (Smoléka, 2 632 m) et de la Mirdita en Albanie. La portée du chevauchement est considérable, égale à la largeur du Pinde (100 km) augmentée de la partie de celui-ci qui est elle-même chevauchée (100 km), soit, au total, au moins 200 kilomètres. Elle est peut-être encore plus grande : en Albanie, dans le « couloir de Shen Gjerj », la série du Pinde supportant la nappe des ophiolites passe directement sous la zone pélagonienne ; et sous celle-ci, dans le massif de l'Olympe, apparaissent en fenêtre des séries de calcaires qui s'apparentent à la zone du Gavrovo très externe.

Au front de l'ensemble des nappes ophiolitiques se développent des unités de flysch béotien, d'âge crétacé, écho sédimentaire des phases tectoniques précoces qui affectent les zones les plus internes, et entraînées dans le charriage de celles-ci.

La zone du Vardar a beaucoup des caractères de la zone pélagonienne : ophiolites d'âge jurassique supérieur, transgression du Crétacé supérieur à faciès récifal, flysch d'âge fini-crétacé ; elle s'en distingue par la présence de formations flyschoïdes plus précoces, respectivement d'âge jurassique supérieur et crétacé moyen qui lui donnent la signification de zone anciennement tectonisée. Elle est débitée en un grand nombre d'écailles qui, dans leur ensemble, chevauchent la zone pélagonienne. Dans le détail, le massif calcaire du Paikon, qui affleure en son axe sous les ophiolites, est une fenêtre qui se rattache à la zone pélagonienne : la cicatrice ophiolitique du Vardar se limite donc à sa partie la plus orientale, les ophiolites les plus occidentales étant allochtones.

Le massif serbo-macédonien, formé d'un socle précambrien et primaire, traversé de granites jurassiques, crétacés et tertiaires, chevauche vers le sud-ouest la zone du Vardar. Il appartient déjà à la chaîne du Balkan, dont il est séparé par la « ligne du Strymon », puissant décrochement par lequel les Dinarides s'avancent très largement vers le nord-ouest – c'est à cette famille de décrochements longitudinaux que les Dinarides doivent d'être venues chevaucher l'arc alpin à leur extrémité nord-ouest, pour donner les nappes de charriage des Alpes orientales, qui sont d'appartenance dinarique. Ce décrochement est compressif et le massif serbo-macédonien chevauche ainsi vers le nord-est les autres zones balkaniques ; d'une certaine manière, il a une structure « en fleur ».

Au-delà, vers le nord-est, vient le massif du Rhodope, partie intégrante de la chaîne du Balkan, dont l'histoire est liée à celle des Dinarides. Longtemps considéré comme formé d'un socle précambrien passif dans l'histoire alpine, une grande partie des terrains qui le constituent sont en fait d'âge mésozoïque et ont été tectonisés et métamorphisés durant cette période en une série d'unités à déformation ductile de vergence sud - sud-ouest. Par ces phases précoces, il se rattache ainsi aux zones internes métamorphiques des Dinarides. Ce n'est qu'avec la tectonique tertiaire qu'il sera cisaillé vers le nord avec l'ensemble des structures de la chaîne du Balkan, à laquelle il est alors clairement incorporé.

L'ensemble du dispositif peut se comprendre à partir de la marge continentale apulienne, dépendance de l'Afrique, avec la plate-forme d' Apulie, la zone ionienne correspondant à la marge proprement dite frangée par la zone récifale du Gavrovo (un peu à la manière de la Grande Barrière d'Australie) ; la mer marginale du Pinde ; l'arc insulaire pélagonien (à la manière, par exemple, de la Nouvelle-Calédonie) ; l'océan téthysien proprement dit, dont la zone du Vardar est la cicatrice. Tandis que le massif serbo-macédonien marque le bord du continent européen, dont la déformation donne naissance à la chaîne du Balkan.

La formation des Hellénides s'est faite en plusieurs étapes : la première, d'âge jurassique supérieur, est marquée par la subduction de la Téthys, accompagnée de la formation de schistes bleus, datée de 140 Ma ; la seconde, d'âge Crétacé-Tertiaire, marquée par la subduction de la mer marginale du Pinde, également accompagnée de la formation de schistes bleus, datée de 45 Ma en Égée.

La formation des Hellénides peut ainsi se comprendre à partir d'un cadre paléogéographique dont les arcs insulaires du sud-ouest du Pacifique donnent l'exemple.

À cette paléogéographie, caractéristique de la tectonique des Hellénides, succèdent :

– une paléogéographie tarditectonique dont les éléments sont successivement, de l'intérieur vers l'extérieur : l'arrière-fosse du Vardar caractérisée par des molasses d'âge éocène supérieur-oligocène, discordantes sur les terrains antérieurs ; l'intra-fosse albano-thessalienne superposée à la zone subpélagonienne, caractérisée par des molasses, d'âge éocène supérieur à miocène, puissantes (jusqu'à 7 000 m) ; l'intra-fosse albano-ionienne caractérisée par des molasses d'âge miocène moyen à supérieur ; l'avant-fosse italo-dinarique, remplie de molasses miocènes et qui, prenant la péninsule italienne en écharpe, est l'avant-fosse commune à l'Apennin et aux Dinarides ;

– un cadre néotectonique, caractérisé par des effondrements et des surrections à la fin du Miocène et pendant le Pliocène et le Quaternaire, suivant un réseau de failles dont les deux directions sont nord-est - sud-ouest et nord-ouest - sud-est ; on lui doit les plaines intérieures comme celles de Thessalie et de Macédoine, et, d'une façon plus générale, les effondrements ioniens et égéens qui dessinent la forme des côtes de la Grèce et de l'Albanie.

La subduction des espaces téthysien (Vardar) et pindique a été accompagnée : de la formation de schistes bleus d'âge jurassique supérieur (140 Ma) et Éocène (45 Ma) ; d'intrusions de granodiorites et de volcanisme trachyandésitique, au Jurassique supérieur, dans le massif serbo-macédonien, du Crétacé supérieur au Miocène, dans l'ensemble du Balkan, c'est-à-dire dans la marge du continent européen augmentée des zones internes des Hellénides après la subduction de la Téthys (Vardar) achevée au Jurassique supérieur.

Les Dinarides « stricto sensu »

Étant donné qu'en Albanie la zone préapulienne et la zone ionienne s'infléchissent axialement et passent sous la mer Adriatique, la première zone qu'on rencontre est la zone du Gavrovo, qui constitue le littoral dalmate ; on lui donne d'ailleurs le nom de zone dalmate.

La zone du Pinde forme une série d'écailles qui chevauchent la zone dalmate ; elle est limitée au littoral monténégrin où elle prend le nom de zone de Budva et disparaît plus au nord sous le chevauchement de la zone du Karst.

La zone du Karst est l'homologue de la zone du Parnasse dont elle a la série stratigraphique, y compris les niveaux de bauxite largement exploités au Monténégro et en Herzégovine ; elle chevauche la zone du Pinde sur le littoral monténégrin, puis, après cicatrisation de celle-ci, la zone dalmate, avant, semble-t-il, de s'enraciner plus au nord ; cette identité de la zone de Karst avec la zone du Parnasse pose le problème de l'éventuel raccord de ces deux zones « en tunnel » sous la nappe subpélagonienne.

La zone du Karst est frangée continûment d'une sous-zone prékarstique, talus de la marge continentale apulienne (c'est-à-dire africaine) ; au-delà, vers le nord-est, commence le domaine océanique téthysien dont la tectonisation, précoce, commence avec le Jurassique supérieur. La zone bosniaque correspond aux flyschs crétacés, équivalents du flysch béotien, conséquence sédimentaire de ces phases précoces. La zone serbe a pour substratum les ophiolites jurassiques, croûte océanique du domaine marginal. La zone de Golija, avec son socle paléozoïque directement transgressé par le Crétacé supérieur, est l'équivalent de la zone pélagonienne. L'ensemble de ces zones sont charriées vers le sud-ouest sur la zone du Karst, le dispositif tectonique étant ainsi comparable à celui des Hellénides au droit du Parnasse.

Au-delà de la zone de Golija vient la zone du Vardar, qui, comme en Grèce, marque la cicatrice de l'océan téthysien.

L'ensemble forme une série de nappes charriées vers le sud-ouest, sur la marge de la plate-forme apulienne : la nappe des flyschs bosniaques et la nappe ophiolitique serbe en sont les deux éléments principaux.

C'est aux confins de la Serbie et du Monténégro qu'a été mise en évidence pour la première fois une importante phase tectonique précoce du Jurassique supérieur-Crétacé inférieur : il s'y forme une nappe de charriage dite « du Pešter » constituée des calcaires jurassiques et triasiques décollés de la zone de Golija et chevauchant sur les ophiolites de la zone serbe ; ainsi se forment des « paléo-Dinarides » dont l'érosion a alimenté la sédimentation d'un flysch d'âge jurassique supérieur-crétacé inférieur dans la zone bosniaque ; elles furent ensuite recouvertes par la transgression marine du Crétacé supérieur ; ces faits ont été ensuite retrouvés dans les Hellénides (cf. supra).

On retrouve dans les Dinarides stricto sensu la succession des paléogéographies : tarditectonique, marquée par l'existence d'une arrière-fosse d'âge éocène-oligocène dont les terrains affleurent en bordure du bassin pannonique (Slavonie) dans le prolongement de l'arrière-fosse du Vardar, et d'une intra-fosse d'âge éocène supérieur-oligocène, développée sur les confins de la Croatie et de la Bosnie dans la série du mont Promina ; néotectonique, caractérisée par l'effondrement de bassins plio-quaternaires dispersés dans toute la chaîne.

Les mêmes phénomènes que dans les Hellénides sont associés à ces événements : métamorphisme de faciès schistes bleus dans la zone du Vardar ; granitisation jurassique dans le massif serbo-macédonien en liaison avec la subduction de la zone du Vardar ; granites et volcanisme calco-alcalin Crétacé-Tertiaire dans toutes les zones internes en liaison avec la subduction du domaine serbe.

Néanmoins, il n'y a pas prolongation exacte des structures des Hellénides dans celles des Dinarides stricto sensu : le long de la « transversale de Scutari-Pec », la zone du Karst plonge sous la nappe des ophiolites, qui se sont « désolidarisées » de leur substratum triasique et jurassique, et se sont avancées pour former la base du charriage de ce qui devient la nappe subpélagonienne. Cette transversale de Scutari-Pec est l'une des grandes transversales alpines du domaine méditerranéen.

Le domaine égéen

Le domaine égéen représente une partie originale des Hellénides en transition aux Taurides d'Asie Mineure : d'une certaine manière, si les Dinarides vont du revers sud des Alpes orientales à la transversale de Scutari-Pec, les Hellénides vont de cette dernière à la transversale d'Isparta en Asie Mineure. Les mêmes grandes unités s'y retrouvent, formant un complexe de nappes plus important encore que dans la péninsule balkanique : le massif d' Attique- Cyclades est formé de terrains métamorphiques appartenant aux zones les plus externes des Hellénides, zone du Gavrovo et zone ionienne ici métamorphisées, et dessine une vaste fenêtre allant de l'Attique en Grèce au massif de Menderes en Turquie par l'archipel des Cyclades.

L'originalité tient à la complexité du domaine marginal qui séparait l'Europe de l'Afrique au sud de la Téthys. Aujourd'hui encore, un reste de croûte océanique achève d'être subducté sous l' arc égéen, dans une situation de très proche collision avec l'Afrique. De là, résultent : la forme de l'arc égéen en un double alignement d'îles, l'un, externe, non volcanique, passant par la Crète, l'autre, interne, volcanique, allant de Poros à Nisiros, par Milos et Santorin (Thira) ; la séismicité de la mer Égée, avec ses foyers de profondeur intermédiaire (jusqu'à 200 km) ; l'extension généralisée dans la mer Égée, qui a débuté par un cisaillement crustal à pendage nord-est responsable de la remontée des séries métamorphiques de la fenêtre d'Attique-Cyclades et de la formation de la mer de Crète, suivi de la création de son réseau d'îles dessiné par un réseau de failles nord-est - sud-ouest et nord-ouest - sud-est.