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Un Géosystème cénozoïque

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Bertrand Lemartinel

Remblaiement et déformations miocènes

Texte intégral

1Un des souhaits anciens de P. Birot -fixer l’âge des dépôts conglomératiques corrélatifs bordiers- s’est réalisé : nous savons qu’ils sont largement aquitaniens. Pourtant, l’enquête n’est pas close. L’organisation géographique et les modalités du remblaiement nous sont mal connues encore, car notre effort a porté sur la chronologie de la fondation de nos sierras. De plus, la datation a posteriori du matériel grossier, assez ancien, laisse du temps -une vingtaine de millions d’années- au développement morphologique ultérieur. Il est donc nécessaire de tenter d’en appréhender les traits majeurs et les implications. Cela ne suffit point. L’orogenèse "savique" a reçu un renfort postérieur, dont il nous appartient toujours de préciser la nature et le moment, mais aussi le lieu. Il est indispensable de prendre en compte le cadre topographique créé par la tectonique majeure. Elle confère à la Rioja, l’Aragon et la Castille une existence véritable, même si le remblaiement qui tend à colmater les dépressions et la destruction partielle des reliefs réduisent progressivement leur part d’individualité dans la fuite lente des millions d’années.

2Dans un premier temps, nous étudierons la montagne et sa bordure conglomératique en Rioja. Plus au SE, l’enquête retrouvera la région d’Arnedo, que nous avons déjà partiellement examinée. Ainsi, par le jeu des interrelations entre les différentes zones, essaierons-nous d’approcher la réalité de l’évolution miocène, sans doute plus complexe qu’un simple empilement de couches régulièrement distribuées dans le temps et et l’espace. La deuxième partie de ce chapitre sera consacrée au domaine oriental, entre Moncayo et Jalón, qui présente, au-delà d’une certaine continuité, des traits originaux. Nous partirons des faits et des lieux déjà connus sur le piémont du Moncayo. Mais la nouveauté est à l’E, autour de la trouée du Jalón, dans laquelle il existe des dépôts très probablement miocènes dont les implications, jusqu’au haut-Jalón, sont considérables. La dernière région à laquelle nous consacrerons ces pages est la Castille. L’étude des sédiments sera l’occasion de voir leur insertion chronologique dans le Miocène et de tenter une reconstitution des paléoenvironnements, de la montagne à l’aval-bassin. Nous n’irons pas sur les brisées des sédimentologues. Nous souhaitons seulement comprendre l’ennoiement des piémonts des Monts Ibériques Occidentaux et la réduction par le bas des volumes créés aux commencements du Néogène, ainsi que le fonctionnement miocène des bassins. Cette étape intermédiaire conditionne l’élaboration de la surface d’aplanissement. Elle est donc digne d’intérêt. Sans doute, les lignes qui suivent décrivent-elles une transition ; c’est que la Nature en possède l’art, tout aussi bien que les écrivains et plus modestement, que les scientifiques.

I. MONTAGNE ET BASSIN EN RIOJA

1. Les interrogations face à la Demanda

A. Une charnière tectonique apparemment marquée

3Le contact entre la Demanda et le bassin de l’Ebre est assuré par une double faille légèrement chevauchante, au moins pour ce que nous en voyons. Elle se suit sans problème depuis l’E des Montes de Oca jusqu’à Anguiano, au pied du Serradero ; elle a d’ailleurs été cartographiée par M. Colchen (1970). Elle enserre une bande de matériaux secondaires très violemment tectonisés, entre le socle paléozoïque et les conglomérats tertiaires. Les couches résistantes du Lias et du Dogger, peu épaisses, ont été émiettées, et leurs multiples affleurements donnent lieu à de petits hog-backs. Ils sont partout présents entre Fresneda del Río Tirón et San Millán de la Cogolla et nous éviterons ici le recensement pénible de la multitude des éclats. Cette étonnante fragmentation, par exemple dans le secteur de Pradilla, a certes été favorisée par l’abondance des extrusions diapiriques qui n’ont pas peu contribué à la dislocation du toit Jurassique. Mais elle laisse a priori l’impression d’une vive compression et d’une tectonique vigoureuse. Il en va de même plus à l’Е où le Trias n’apparaît plus, puisqu’entre Matute et le Serradero, les couches jurassiques sont redressées à la verticale.

4À cela s’ajoutent des écailles poussées en klippes sur la ceinture de roches mésozoïques. À Pradoluengo, il s’agit de pedts panneaux de quartzites cambriens, de schistes et de strates détritiques carbonifères. À l’W de Pradoluengo, en particulier au plateau des Cruces (1 213 m), les calcaires du Lias et du Dogger ont été en partie décollés de leur substratum triasique, sans avoir néanmoins subi de translation horizontale considérable : ils ne débordent pas sur le matériel tertiaire. Cela n’est plus vrai plus à l’E, où le paquet chiffonné de matériel secondaire du Cerro Peñalba repose en discordance sur les conglomérats des Mallos de Matute. Ces structures laissent perplexe. Sont-elles le résultat d’une réelle tectonique ou de simples collapses détachées des pentes de la montagne en cours de création ? De la réponse apportée dépend l’interprétation du contact septentrional. Elle conditionne en effet l’évaluation de l’intensité des mouvements post-"saviques", dont il faut par ailleurs préciser l’âge. Au pied de la Demanda, l’incertitude est grande, car les cas de figure sont multiples. La présence de diapirs près de Valgañon ou dans les collines au N de Pradoluengo, les décrochements composés avec la faille bordière montrent une claire compression et le Cerro Peñalba ressemble bien à un paquet glissé... Mais l’écrasement des couches secondaires plastiques n’est pas nécessairement un argument en faveur d’une forte mobilité néogène, au regard de la modestie des volumes supérieurs de la Demanda et du calme des conglomérats.

B. Entre un volume médiocre et deux séries de conglomérats assez peu perturbés

5La Demanda ne dépasse pas de plus de 1 000 m la ceinture triasico-jurassique et les hauts éléments du piémont conglomératique. Cela est plutôt modeste, compte-tenu du fait qu’une partie de la sierra est résiduelle et que SO n’a pas été perchée à des altitudes élevées. En tout état de cause, la compression, même vive, n’a pu être associée à une surrection très conséquente à ce niveau. L’observation des conglomérats pris dans le chevauchement nous conduit aux mêmes conclusions. Il en existe deux séries à peu près concordantes, que montrent les coupes naturelles des affluents de l’Ebre. Près de Garganchón, le Tirón incise des couches détritiques où les galets calcaires sont assez abondants. Elles sont armées par un ciment à matrice rosée et alternent avec des bancs gréso-argileux rutilants. Au NW de San Vicente del Valle, ces conglomérats, parfois dits d’Ojacastro, sont surmontés par un matériel plus clair (80 % de quartzites gris-vert micacés, 10 % de schistes très compacts, 10 % de calcaires gris et beiges) et moins cohérent, dans lequel sont taillées les serres digitées des Montes de Yuso et de Suso. Ces derniers sont souvent appelés conglomérats de Santurdejo. La masse entière des dépôts, tels ceux visibles dans la vallée du río Tirón, ou sous le Cerro de la Nevera, près de Pazuengos, a été faiblement rebroussée sous la poussée du matériel mésozoïque (fig. 12). Cela incite à ne pas exagérer une tectonique différentielle dont nous savons ici qu’elle est impérativement intramiocène. En effet, les sédiments tertiaires plissés sont arasés, de même que les calcaires secondaires. Le socle paléozoïque est aussi mordu en de courts pédiments par cette surface d’érosion qui vient buter au pied de la Demanda. Il ne peut s’agir que de la surface miocène, qui nivelle parfois complètement les accidents compressifs. Ici au moins, les rejeux qui ont affecté les accumulations cénozoïques corrélatives du soulèvement majeur sont antérieurs à l’arasion et ne sauraient être imputés à une tectonique finimiocène, comme le pensaient B. Bomer et O. Riba (1984).

6Dans la vallée du Tirón, l’amortissement du rebroussement et des plis nés de la compression de la sierra sur son piémont construit est presqu’instantané. À 100 m du chevauchement, le pendage n’est plus que de 3° à N 330. Il existe pourtant, plus au N, une véritable flexure. Les pendages atteignent localement 45° à N 330 au N de Villagalijo, en rive doite du río Pradoluengo, et 30°, toujours à N 330, à Puras de Villafranca. L’accident différentiel intramiocène le plus net semble donc ici localisé dans le bassin, et non sur sa bordure. D correspond probablement à un approfondissement tectonique de la Búreba, difficile à apprécier de visu. Certes, la faille inverse de Garganchón, spectaculaire, attire plus l’œil, d’autant qu’elle délimite au S une zone triasico-jurassique très écrasée. Mais le raccourcissement touche une bande de terrains qui ont un passé tectonique, au moins celui de l’orogenèse majeure, et une lithologie exagérant les structures. Son rôle morphologique n’est pas à la hauteur de sa géologie, alors que la flexure de Puras de Villafranca est, de ce point de vue, fort importante. Vers le N, les paysages sont taillés dans les calcaires marneux et gypses peu tectonisés de la formation dite de Cerezo par B. Bomer (1978). Vers la Búreba et Terrazos, elle recouvre un matériel plus grossier, peut-être équivalent latéral des conglomérats de bordure. Sur notre piémont, les sédiments marno-gypseux viennent au contact des conglomérats rutilants inférieurs, près du hameau d’Ezquerra, et de la construction grossière des Montes de Yuso, au S de Morales et de Quintana Villarta. Il y a donc lieu de penser que le remplissage de la Búreba recouvre en discordance la masse des conglomérats, notamment au S de Belorado ; la flexure de Puras lui est logiquement antérieure.

Fig. 12 : Les relations entre la Demanda et son piémont

7Fixer une borne chronologique est malaisé car nous n’avons que de pauvres indices biostradgraphiques, limités au fossile extrait d’une des tuileries -mais laquelle ? – située au SW de Santo Domingo de la Calzada. Le lieu de récolte est en effet d’une extrême importance, car les briqueders ont exploité les argiles gréseuses passant latéralement aux conglomérats, comme celles qui participent de l’ensemble marno-gypseux. Mais les notices et publications ignorent ce mammifère (Bomer, 1978 ; Gonzalo Moreno, 1981 ; Agustí et al., 1987 ; Agustí, 1987, etc.), ou font des citations imprécises (notice de la carte géologique au 1: 200 000 renvoyant à des inédits de 1969 et 1970 ; Colchen, 1970). L’âge supposé des pièces -apparemment très détériorées- est "vindobonien", ce qui est vague, puisque cette dénomination s’étend à près de 10 MA, du Langhien au Tortonien inclus. Une attribution au Tortonien est impossible, car les sédiments de notre bordure passent sous la formation vallésienne de Cellórigo (MN 9-10, H-I de Daams) à Dicerorhinus schleiermarchi (Agustî et al., 1987). La borne inférieure et l’absence de localisation autorisent deux hypothèses. La première : le conglomérat grossier est Langhien et la flexure de Puras postérieure. Mais cela laisse moins de 5 MA pour la tectonique, l’érosion des bordures et la mise en place des dépôts ombilicaux. De plus, nous serions obligés de beaucoup rajeunir les faciès gypseux. Ce ne serait pas gênant si les calcaires des muelas étaient "pontiens". Mais ils sont plus précoces, et les travaux récemment publiés montrent que, dans la vallée de l’Ebre, le dépôt du sulfate de calcium s’arrête bien avant, dès la fin du Langhien. La deuxième hypothèse paraît donc plus plausible. Ce sont les calcaires et gypses d’Ibrillos qui sont langhiens, les conglomérats et la flexure de Puras s’avérant plus vieux. Mais nous aimerions une confirmation... De plus, cet accident n’est pas longtemps visible. Le long de l’Oja, il disparaît du piémont immédiat à cause de sa direction et de sa position stratigraphique. Il faut aller plus à l’E, là où réapparaissent les couches équivalant aux conglomérats, pour observer à nouveau des mouvements. Mais nous entrons là dans la mouvance géographique du Serradero et de ses piémonts.

2. La masse imposante du Serradero

A. L’organisation de l’édifice conglomératique

8La base en est visible à Anguiano, grâce au Najerilla qui la coupe en gorge. Elle est constituée de 300 à 400 m d’un conglomérat peu grossier où prédominent largement les calcaires (90 % de calcaires gris et beiges ; 10 % de matériel de socle et de grès dans les Mallos de l’arroyo Regatillo). Le ciment ocre-orangé enchâsse efficacement les galets puisqu’il faut donner énergiquement du marteau pour les extraire de leur liant calcidque. Les bancs, dont l’épaisseur atteint rarement le décamètre, alternent avec des grès et des marnes rutilantes. La tectonisation est évidente, mais modérée, puisqu’il faut presque toucher à la barre de calcaires jurassiques d’Anguiano pour les voir se relever à plus de 30°. La similitude avec les couches inférieures du Tirón est certaine. Elles passent sous les conglomérats grossiers des Montes de Yuso et Suso, pour réapparaître à San Millân de la Cogolla. À partir de là, elles arment les Mallos de Matute et du Najerilla, puis le piédestal du Serradero. Ce sont elles encore qui ont engendré les castillos, et les abrupts ruiniformes de l’Iregua et de Clavijo, dont le plus remarquable, mis en valeur par une flexure, se situe au S du village de Viguera.

9La transition avec les assises supérieures est assurée par 150 m d’un conglomérat concordant extrêmement consolidé par un ciment gris ou rose, assez riche en sable. Il est facile à repérer à l’E du village de Pedroso où il forme des abrupts verticaux et continus. Leur extension est ici favorisée par un faible pendage (10° à N 340), qui témoigne d’un toujours rapide amortissement des mouvements à la lisière des reliefs. Si la taille des galets reste limité, le spectre lithologique indique des changements notables dans l’alimentation. La proportion des calcaires secondaires gris et beiges s’abaisse à 30 % ; par contre apparaissent des conglomérats wealdiens de l’Urbiôn (10 %) ainsi que des granules de quartz (10 %). Les quartzites violets et gris deviennent très abondants (50 %). Indiscutablement, à la suite du démantèlement de l’enveloppe septentrionale calcaire, une démolition plus profonde de la Demanda est en cours, sans doute commandée par son soulèvement L’œuvre de destruction remonte loin en arrière du front montagneux actuel, comme le prouve l’arrivée des matériaux du Weald, notamment les blocs siliceux originaires de l’Urbiôn.

10La fourniture la plus grossière s’étale ensuite, sans discordance notable, qu’elle soit basale ou intraformationnelle. Pourtant, les blocs deviennent grossiers, parfois énormes. Ils sont pris dans une matrice sableuse jaunâtre très réactive à l’acide chlorhydrique, mais sans que soit bien assurée la consolidation de la masse conglomératique. L’homogénéité de la résistance explique d’ailleurs le paysage de serres du Serradero, duquel aucun abrupt ne se dégage. Sur 400 m d’épaisseur, la même formation, mal litée, donne les mêmes types de versants, qui rappellent, en plus spectaculaire, ceux des Montes de Suso et de Yuso. Le spectre lithologique se caractérise par la progression des quartzites (60 %) et des blocs de l’Urbión (20 %), au détriment des calcaires, dont la proportion diminue. Près du Serradero, l’ensemble sédimentaire grossier traduit donc une phase déterminante du soulèvement de la sierra, ainsi qu’une dénudation déjà poussée du socle paléozoïque. Enfin, comme au pied de la Demanda, la surprise vient du calme relatif de l’accumulation conglomératique, tant en raison de sa nature syntectonique, que de son contact avec les reliefs, qui s’opère encore par l’intermédiaire de la double faille qui prolonge celle d’Ezcaray.

B. Les contacts tectoniques avec la sierra

11Ils se compliquent à l’E d’Anguiano et du Serradero. Nous avons d’abord, au carrefour des routes de Nieva de Cameros et d’Ortigosa, la confirmation qu’il existe des structures acquises avant le dépôt des conglomérats rutilants inférieurs. En effet, la pastille intramontagnarde détritique s’appuie ici sur un matériel secondaire parfois subvertical. Ensuite, l’accident compressif bordier à N 120 acquiert dans ce secteur une certaine spécificité. À Anguiano, l’accident qui rebrousse les conglomérats tertiaires n’est plus chevauchant mais vertical. Les miroirs de faille situés dans le Jurassique, près du pont sur le Najerilla, sont difficiles à analyser, car ils correspondent aux joints de stratification de la barre du Pico del Aguila. Ils indiquent cependant une composante complémentaire. Une première génération de stries inclinées à 45°, parfois pourvues du grain striateur, signale un décrochement dextre. La deuxième est à peu près horizontale et probablement postérieure, mais ne permet pas d’identifier le sens du mouvement. Enfin, d’importants accidents à N 40 relaient la faille principale. Au NW du Llano de la Turquilla, le contact entre le pli calcaire arasé et les conglomérats grossiers présente une géométrie originale. Sous le Risco (1 400 m), ces derniers, affectés d’un faible pendage, pas même rebroussés, sont appuyés sur des calcaires gris inclinés de 50° à N 210 totalement mylonitisés. L’interface est rectiligne et ressemble à une faille normale et/ou décrochante dont le miroir est presque vertical. En outre, un placage de conglomérat est installé dans un rentrant de versant calcaire et suggère l’ennoiement d’une paléotopographie. Il est donc probable qu’un abrupt de faille normale, délimitant un jeu de blocs initialement distensif a été rapidement remblayé après sa création. Cela implique que la compression du SSW vers le NNE qui touche la totalité des sédiments conglomératiques est postérieure à l’établissement de ce premier réseau de failles. Au km 5 de la piste qui mène de la N 113 au Muélago, des éléments du conglomérat grossier sont d’ailleurs tronçonnés par un décrochement N 30 sans composante verticale. Il est certainement induit par la poussée de la montagne qui a plissé le matériel tertiaire le long de la faille bordière N 120. Ces observations vont dans le sens d’une vieille idée d’O. Riba reprise par M. Colchen (1970), estimant que les accidents septentrionaux avaient été normaux avant de subir un serrage. Plus à l’E, les conglomérats inférieurs rutilants de Clavijo s’appuient en discordance sur les calcaires secondaires et le Trias très redressés, sans avoir été ensuite comprimés, ce qui confirme l’analyse. Le serrage existe bien en arrière de cette lisière, mais a été complètement amorti par le diapir-tampon de Viguera. L’âge de la compression est toujours intramiocène. Les plis qu’elle a engendrés, comme ceux qui tordent la charpente mésozoïque, comme la faille qui les sépare, sont en effet nivelés par la surface miocène du Llano de la Turquilla. Ceci n’exclut cependant pas d’autres rejeux que nous laissent soupçonner les stries dextres de la faille d’Anguiano.

12Vers le bassin, les conglomérats du Serradero font place à des formations plus fines. L’équivalent latéral de la masse supérieure à blocs, celle des Navas, n’est pas visible. Le mur ne s’abaisse pas en dessous de 800 m, alors qu’à Santo Domingo de la Calzada, plus en amont du bassin de l’Ebre, il affleure à moins de 700 m. Les environs de Nájera sont donc sculptés dans les grès et argiles rutilants correspondant aux Mallos du Najerilla. Les pendages, qui ne dépassent pas 2 à 5° à N 330, sont accentués localement par des flexures brusques. La coupe du Najerilla montre celle, très courte, de Mahave, puis la grande flexure située sous le Paquillo (15° à N 330). Cette dernière est dans l’axe exact de la flexure de Puras. Il nous semble donc possible d’en faire un unique accident, affleurant à nouveau ici en raison de l’absence des strates gypseuses surincombantes. Plus au N enfin, vers San Asensio, un matériel gréseux rose pâle apparaît. Le plongement faible, mais régulier, des couches en direction du N nous fait monter dans les étages ; peut-être atteignons-nous un faciès central de la formation à blocs des Navas. La continuité des structures du bassin -la flexure de Puras-Nájera en particulier- permet donc de penser que l’histoire des formes jusqu’à la réalisation de l’aplanissement miocène, ne présente pas ici de caractères très nouveaux. Cela reste vrai plus à l’E, du Cabí Monteros à Yerga, dans une région que nous avons appris, partiellement, à connaître.

3. La preuve par Yerga et la région d’Arnedo

A. Une stratigraphie appuyée par la paléontologie

13Nos conglomérats inférieurs des Mallos, nous les redécouvrons près d’Arnedo. Au niveau du brachyanticlinal ouvert en combe au pied de la Sierra Isasa resurgissent les séries gréseuses rutilantes passant vers l’amont aux conglomérats du Cascón. La surrection a cependant été insuffisante pour leur assurer une belle expression topographique. Les conglomérats supérieurs à blocs gréseux sont donc bien conservés le long de la bordure des Cameras ; ils constituent le soubassement des Navas du Cabi Monteras jusqu’à la Sierra de Yerga. Le soulèvement moindre a permis la conservation des couches de marnes et de gypses concordantes sur le conglomérat supérieur. Ce sont elles qui contiennent les microfossiles agéniens d’Autol. L’épaisseur des dépôts fins est considérable, puisqu’elle atteint, sinon dépasse 400 m. Mais ils datent encore du Miocène inférieur, puisque le gisement de Los Agudos, situé dans leur axe synclinal (fig. 13), ne dépasse pas la biozone MN 3a ou Z de Daams (Agustí et al., 1987). Celle-ci est calée à la fin de l’Aquitanien ou à la base du Burdigalien. Cela veut dire que la vitesse de sédimentation, depuis la fin de l’apport grossier jusqu’au remblaiement des Agudos, a été rapide, de l’ordre de 2 cm par siècle. La nature des dépôts, qui contiennent des évaporites, nous oblige néanmoins à relativiser la donnée. Dans les lacs à sulfates, l’accumulation n’est jamais lente (Aubouin et al., 1973, p. 331 et sq.) : une valeur de 0.2 mm/an semble donc indiquer une période anorogénique suivant la mise en place du conglomérat des Navas. Ce matériel aquitano-burdigalien est le plus récent que nous puissions observer : sur le piémont d’Arnedo, il n’y a pas de dépôts du Miocène moyen et supérieur.

Fig. 13 : Stratigraphie et dispositif structural près d’Arnedo et d’Autol (Rioja)

14L’organisation sédimentaire de la Basse-Rioja est, sinon exactement semblable, du moins très proche de celle que nous avons décrite entre Tirón et Serradero. Il est donc envisageable de dater par récurrence les masses conglomératiques azoïques entassées au pied de la Demanda. Elles ont un âge miocène inférieur et sont étroitement liées à la surrection "savique" de la montagne. Il existe un risque de diachronisme puisque nous avons déjà constaté de légers décalages des mouvements dans les différentes parties de la chaîne celtibérique occidentale. Mais celui-ci ne peut être très considérable, si nous acceptons l’idée que les marnes et calcaires gypseux de Cerezo ourlant la Búreba ne participent pas d’un Miocène moyen-supérieur. Ceux-ci, postérieurs à la flexure de Puras-Nájera, nous poussaient aussi à admettre que l’accident tectonique ne pouvait être très jeune. Or, nous savons que les formations conglomératiques, ainsi que les dépôts fins d’Autol-Quel, ont été aussi flexurés puisque nous avons eu l’obligation de décompter le rejet de l’orogenèse majeure. La question se pose de savoir quel peut être ici l’âge du mouvement différentiel perceptible entre l’immédiat piémont des Cameros et le bassin au S de Calahorra.

B. Une organisation tectonique complexe

15Le dôme d’Arnedo, allongé dans le sens E-W, résulte, au moins au S, d’une compression de la montagne sur son piémont aquitanien. En effet, les blocs de la formation grossière des Navas sont souvent brisés, d’une part près du chevauchement méridional, d’autre part au niveau du pli en genou qui borde le bassin de l’Ebre et qui court du Cabí Monteros à la Sierra de Yerga. Les ravins à l’W d’Arnedo montrent que les blocs les plus résistants ont servi de poinçon, s’imbriquant dans les grès jaunes fragiles et les faisant éclater. Les infiltrations ultérieures de calcite blanche n’ont pas réussi à cimenter à nouveau la masse détritique. La flexure est postérieure aux couches de Los Agudos, qu’elle prend dans son mouvement. La borne inférieure correspond donc à la fin de l’Aquitanien ou au début du Burdigalien. Au N de la Demanda, nous n’avions qu’une limite supérieure. Ici, nous ne possédons qu’un renseignement a minima. Le lecteur remarquera néanmoins qu’ils ont le bon goût de ne pas se chevaucher, délimitant un espace chronologique assez étroit pour la mise en place des flexures du piémont. Celui-ci s’insère à peu près dans le Burdigalien. Il est possible d’objecter que rien -en l’état- ne permet de corréler strictement les deux structures, celle de Puras-Nájera et celle d’Arnedo. C’est vrai ici. Nous verrons pourtant, aux alentours de Monteagudo, que le rapprochement se justifie réellement.

16Des signes de distension apparaissent aussi : la piste qui passe à l’E du Romeral et redescend vers Villarroya coupe un long accident distensif à N 100 qui met en contact les vieux conglomérats paléogènes de Turruncún et celui des Navas. Il tronçonne de très gros blocs de grès qui présentent des stries subverticales. Son âge est postérieur à la compression, sans autre précision. Peut-être doit-on en faire une détente consécutive à l’arrêt de l’effort méridien. À cette tectonique, il faut associer les failles N 20 qui découpent les strates dans le brachyanticlinal. Elles expliquent le tracé des rivières qui dévalent du Romeral, et probablement la position des cols ouverts dans la crête septentrionale à Arnedo, Quel et Autol. Il n’en faut cependant pas en exagérer l’ampleur, qui nous semble au mieux hectométrique, si l’on en juge les rejeux au niveau du Barranco de Valdesares, près de Turruncún, ou le rejet de la faille composée à N 20 ne dépasse pas 50 m. L’événement majeur reste la flexure d’Arnedo, et les implications morphologiques qui se dégagent du dispositif lithostructural de la région.

C. Des implications morphologiques fondamentales

17Nous avions montré, dans le chapitre précédent, qu’une part prépondérante des reliefs ibériques occidentaux avait été créée à la fin de l’Oligocène et au début du Miocène, sans doute en deux étapes. Nous avons maintenant la confirmation que le processus a été général, aboutissant à des dépôts détritiques affleurant jusqu’aux Montes de Oca ; des décalages peuvent exister, mais peu importants. Le décapage progressif des enveloppes sédimentaires et du socle nous est révélé par les transformations graduelles de la lithologie des conglomérats. Les séquences verticales des spectres pétrographiques sont liées aux caractéristiques locales des amonts. Cela est vrai encore à l’aval. L’abondance des séries gréseuses du Tertiaire de Logroño n’est pas sans rapport avec leur fréquence dans les Cameros. La présence des gypses est favorisée par la plus ou moins grande extension de la cicatrice diapirique sur la bordure nord de la chaîne. Les facteurs paléoclimatiques ne sont pas seules parties prenantes dans la genèse des évaporites...

18Mieux encore : nous pouvons continuer à raconter l’histoire de nos montagnes. Les conglomérats qui s’étaient étalés sur le piémont septentrional des sierras sont à leur tour déformés. Il ne sont pas vraiment intégrés dans l’orogène, comme l’ont été leurs homologues pyrénéens. Mais ils subissent les mouvements qui agitent le bassin de l’Ebre. Sur la bordure méridionale de la dépression, ces derniers, probablement burdigaliens, suffisent à élever les conglomérats. Ils dominent alors le fond de la cuvette et sont susceptibles d’être ensuite nivelés par la surface d’érosion miocène. Cela veut dire que les aires déformées ne sont plus des secteurs d’accumulation au Miocène moyen ou supérieur. Il y a restriction de ceux-ci au cours du temps, et dans notre logique, assez tôt dans le Néogène. Ce phénomène peut aider à comprendre les divergences qui existent dans l’estimation du Miocène accumulé dans le bassin ; il faut calculer à partir de la tranche totale qui lui est imputable, comme nous l’avions d’ailleurs fait. Le cumul des puissances de chaque sous-ensemble multiplié par la surface totale du bassin exagère le volume réel sédimenté et partant, l’importance de l’érosion des amonts fournisseurs, eux-mêmes réduits en superficie. Il est clair aussi que chaque partie du piémont nord n’a pas connu une égale intensité de déformation. Mais de la Búreba à la Basse-Rioja, l’exfoliation du Néogène a été trop importante pour juger exactement de l’importance de la déformation intramiocène. Cette dernière a été estimée ici ou là. Elle est de l’ordre de 500 m sur le méridien d’Arnedo, mais devient plus difficile à calculer vers l’W puisque les conglomérats grossiers se "perchent" au-dessus de Nájera. Au N de la Demanda et de Santo Domingo, il faudrait sonder. Mais il serait nécessaire de reconnaître sans erreur dans les carottes l’équivalent des conglomérats des Navas de Yuso dans les sédiments du bassin. Les obstacles opposés à une telle entreprise sont donc bien grands au regard du profit que nous pourrions en escompter. La flexuration probablement burdigalienne des conglomérats nous permet aussi de saisir la réduction des aires sédimentaires au Miocène moyen et supérieur. Mais en la matière, il n’est pas facile d’argumenter, parce que les sédiments correspondants manquent en Rioja. Les hautes muelas apparaissent plus à l’E : elles viennent à point enrichir nos connaissances.

II. CONTINUITÉS ET ORIGINALITÉ DU DOMAINE ORIENTAL

1. Le calme piémont septentrional du Moncayo

A. Un piémont modeste adossé à un grand volume

19Des conglomérats rutilants encadrent Tarazona au SW et à l’W, en particulier à Los Fayos où les abrupts sont percés de belles cuevas. L’épaisseur apparaît, au pied du Moncayo, modérée, mais il est probable qu’ici, nous ne la voyons pas en totalité, car l’érosion a nivelé ce matériel détritique. Près de Talamantes, il est arasé, ainsi que les calcaires secondaires du substratum. La surface d’érosion est donc polygénique : SO et le plan miocène sont presque confondus. La puissance des conglomérats augmente vers le N : le long de l’arroyo de Valverde, elle est de plus de 100 m. Là, Us disparaissent sous les serres de l’Alto de la Muga, dont nous savons déjà qu’elles sont un équivalent de celles de la Sierra de Yerga. Nous sommes donc certains de la parenté du matériel rutilant avec la formation des Mallos présente sous le front septentrional des Cameros et de la Demanda. Mais il est délicat de juger de ses prolongements dans le bassin, car il passe très vite sous des dépôts postérieurs. À proximité de Tarazona, les assises grossières se réduisent à des chenaux alluviaux de largeur décamétrique logés dans des grès rouges. À l’aval, s’opère une rapide transition à des calcaires gréseux encore orangés et très calcaires. Au-delà, ces dépôts inférieurs, qui pendent de 8 à 10° vers le bassin, sont masqués par les strates surincombantes au NE de Cunchillos. Le passage sous les couches claires de la Muela de Borja est parfois favorisée par une flexure : près du village de Trasmoz, le conglomérat rutilant, armé par un ciment très résistant, s’incline à plus de 10° et s’ennoie sous les calcaires blancs et jaunes de la crête del Plano de Gorrión situé plus au N. Mais la tectonique n’atteint jamais l’intensité ou la brusquerie de celle qui déforme la région d’Arnedo.

20Les conglomérats des Navas sont encore présents aux Navillas de Fitero, et un peu plus au S, à l’Alto de la Muga. Par contre, sur le piémont nord du Moncayo, ils font apparemment défaut. Non que le matériel grossier manque, bien au contraire. Mais il s’agit d’accumulations de type raña, d’où les carbonates se révèlent absents. Le paysage change aussi : si le secteur se caractérise encore par une dissection en lanières, il n’y a plus les hauts pâtés de conglomérats taillés en serres que nous avons décrits plus au NW. Vers le Jalón, le front montagneux ibérique est de moins en moins vigoureux. Quelques strates éventuellement plissées rappellent encore celles des Mallos, par exemple à Rodanas et Calatorao. Mais les conglomérats qui affleurent, à galets mal roulés de calcaires dolomitiques noirs, s’expriment sur de courtes distances et cèdent très vite la place à des accumulations fines. De plus, rien au SW d’Epila, n’est exactement assimilable à la formation grossière des Navas. Il existe bien quelques dépôts comparables. Au S d’Huechaseca par exemple, sur la retombée septentrionale du Bollón, des blocs atteignant parfois 1 m de diamètre sont pris dans une matrice calcaire. Mais leur médiocre extension et l’absence de coupes ne permettent pas d’en dégager clairement la signification. Il nous semble donc que la séquence complète des conglomérats des Mallos et des Navas s’arrête à l’W du Buste, où elle est infraposée aux gypses et calcaires bien datés de la Muela de Borja.

B. Une sédimentation continuée en Aragon

21En Basse-Rioja, les accumulations les plus récentes -celles de Los Agudos- datent de la fin de l’Aquitanien ou du début du Burdigalien. À l’E du Queiles, l’échelle stratigraphique est plus complète. Les couches détritiques rutilantes visibles au pied du Moncayo, anciennes, ne "montent" pas dans le "Pontien", comme l’affirme la carte géologique au 1 : 50 000 de Tarazona. Elles sont très antérieures aux sédiments fins de la Muela de Borja. Les conglomérats des Navillas de Fitero et des Navas de l’Alto de la Muga sont eux-mêmes scellés par les couches gypseuses finiburdigaliennes de Monteagudo, qui confirment la chronostratigraphie que nous avons adoptée. Les marno-calcaires de la muela reposent en discontinuité sur leur soubassement. Ce sont des dépôts beiges et blancs d’environ 250 m d’épaisseur, médiocrement consolidés, contenant occasionnellement des silexites. L’âge de leur base est connu grâce au gisement de Tarazona, localisé au-dessus de la discontinuité sédimentaire déjà évoquée. À l’inventaire figurent des mammifères comme Hispanotherium et Triceromyx, des Gastéropodes (Hydrobia dubia, Schlos., Planorbis thiollierei, Michaud), qui l’avaient fait classer, selon l’ancien usage, dans le traditionnel Pontien. Mais la microfaune à Pseudodryomis ibericus, Megacricetodon collongensis, Fahlsbuschia koenigswaldi vieillit beaucoup la couche productive maintenant rattachée à la zone MN 4b/5 (D/E de Daams ou Cl, voire C2 d’Aguilar). Elle se place donc à la toute fin du Burdigalien, ou au début du Langhien. Plus haut encore, le gisement du Buste à Listridon lokharti (MN 7/8), situé sous les ultimes calcaires qui arment la butte-témoin, est probablement serravallien et vieux d’environ 13 MA. La sédimentation, dans ce secteur, se poursuit au moins jusqu’au Miocène moyen.

22Un certain nombre de faits peuvent être prudemment corrélés avec les événements qui se sont déroulés en Rioja, même si nous constatons ici un comportement différent du piémont au SE de la vallée du Queiles. La mise en place des conglomérats des Mallos et des Navas s’avère toujours ancienne. Les gypses sont beaucoup moins abondants qu’au N d’Arnedo, mais une rupture de l’évolution sédimentaire est discernable à la fin du Burdigalien ou au début du Langhien. Elle nous rappelle celle que nous avions analysée en Haute-Rioja et pensions probable au S de Calahorra. En déduire une histoire aux épisodes strictement identiques serait cependant abuser des faits. La présence de gypse dans la formation de Cerezo, qui masque la flexure de Puras, son absence dans les strates postérieures à la discontinuité de Tarazona laissent supposer des divergences qui peuvent être d’origine variée, notamment chronologique. La disparition à peu près complète du conglomérat des Navas à l’E du méridien du Moncayo, la présence de sédiments qui, sans être pontiens, n’en atteignent pas moins le Miocène moyen témoignent de modifications encore plus franches de l’évolution des piémonts septentrionaux dans cette partie des Celtibériques. Les questions sont toutes liées à l’abondance décroissante du matériel grossier en direction du Jalón. Celle-ci ne semble pas devoir grand-chose à l’érosion d’une puissante tranche de dépôts sur l’immédiat piémont des sierras. Cette dernière supposerait un net soulèvement de la bordure peu compatible avec la modération de la tectonique locale et la continuation de l’accumulation dans l’aire de la Muela de Borja. La moindre épaisseur des conglomérats rutilants aragonais, au regard de ceux de la Rioja nous conduit plutôt à envisager une réduction des apports détritiques. Apparemment acceptable près du Jalón, où les chaînons calcaires subissent un abaissement d’axe, cette solution a quelquechose de paradoxal, au regard du volume important acquis par le Moncayo dès le début du Miocène. Devons-nous admettre que la surrection y a été forte, mais moins durable qu’au front des Cameros, et que seuls se sont étalés les conglomérats rutilants des Mallos ? En faveur de cette hypothèse paraît militer le calme du matériel néogène et l’opposition entre le piémont de la Muga, qui dépend des Cameros, et celui des sierras orientales. Nous avons aussi montré qu’à Cetina, au S de ces mêmes montagnes, la tectonique différentielle est antérieure à l’arrivée des conglomérats des Navas. Mais il n’est pas possible d’écarter, surtout ici, l’influence de la lithologie très particulière du Moncayo et de ses enveloppes.

C. Une lithologie déterminante ?

23Les conglomérats rutilants, au pied du Moncayo, contiennent des galets calcaires mal roulés, mais aussi des quartzites gris et violets à éléments phylliteux en provenance du noyau siliceux de la montagne. Ce cortège traduit le démantèlement des ultimes enveloppes secondaires et d’une partie de l’épais Permo-Trias. Ce dernier a pu être fragilisé le long de la faille principale. Mais il reste par ailleurs extraordinairement résistant sans une longue altération préalable. Il semble plus cohérent que le socle paléozoïque de la Demanda où des passées schisteuses viennent quelque peu affaiblir la tenue du massif face à l’érosion. Son comportement diffère plus encore des roches qui arment, inégalement, l’ensemble de la Cebollera et des Cameros. Les conglomérats de l’Urbión, siliceux et initialement très solides, sont souvent hachés de failles. Les grès nous apparaissent fragiles, et les marno-calcaires facilement érodables. Le matériel de faciès weald était donc à même, fracturé et soumis à une orogenèse, de livrer aux piémonts une grande quantité de matériaux grossiers. La lourde voûte quartzitique du Moncayo, après avoir été décapée de sa couverture jurassique, n’avait pas de telles aptitudes. De plus, l’étroitesse du bassin-versant limite l’organisation et le développement d’un réseau hydrographique efficace. La construction d’un grand édifice conglomératique du type "navas" n’a donc guère été favorisée dans ce cas particulier.

24Au SE, la retombée des Montes de la Herrera n’a pas été plus alimentée en conglomérats. La médiocrité du relief, sans doute liée à un moindre soulèvement, l’explique en partie. Mais les raisons en sont également d’ordre lithologique. Seuls les noirs calcaires dolomitiques jurassiques ont fourni les galets, mal roulés et de taille réduite, observables à Rodanas et Calatorao. Les assises inférieures, des argiles rouges triasiques, ont surtout expédié des fines vers le bassin, peu propices à la mise en place des "fanglomérats" du Miocène inférieur. Les grès rouges de Tabuenca n’étaient pas assez abondants pour modifier la tendance générale. Entre Fuendejalón et Ricla, la situation est inversée par rapport à celle qui caractérisait le Moncayo : l’amont était trop peu résistant pour alimenter des accumulations détritiques grossières. Dans ce secteur, une seule exception : le conglomérat à gros blocs déposé sous le Bollón (1 043 m), une solide échine de grès ordovicien, moins massive cependant que le Moncayo. Ce matériel miocène est certes peu abondant, mais la réapparition des blocs, sous ce seul relief, incite à penser que la lithologie est un facteur réel de l’évolution de ces piémonts aragonais. L’examen de la vallée du Jalón, dans sa traversée des Monts Celtibériques, appuie d’ailleurs cette réserve analyse.

2. Le colmatage de la vieille trouée du Jalón

A. La part des dépôts miocènes

25La trouée du Jalón (fig. 14) et la dépression adjacente de Tierga, orientée NW-SE, contiennent des sédiments permettant de retracer en partie l’histoire néogène de cette zone. En remontant la rivière depuis le piémont de l’Ebre, le premier bassin rencontré est drainé par l’Isuela. Les dépôts s’étendent de Talamantes jusqu’à Morata de Jalón. Nous pouvons y distinguer trois générations de conglomérats. La formation de base est faite de galets de calcaire dolomitique noirâtre, pris dans un ciment carbonaté rutilant. Elle repose en discordance sur les assises du Lias et du Dogger. À l’entrée sud-est de Morata, non loin des carrières qui alimentent la cimenterie, le conglomérat s’appuie sur les calcaires à fort pendage de la Sierra Baldío. Il passe latéralement, sous le village, à des grès ocres. Le pendage, faible en rive droite du barranco, s’accroît en rive gauche et atteint 30° à N 220. Le même dépôt affleure au NW du Jalón, près de Chodes. La composition demeure assez constante : du mur au toit, se succèdent des blocs de calcaires noirâtres, puis des éléments gris mal roulés, enfin des grès du Buntsandstein, le tout enchâssé dans de la calcite rosée très dure. Les produits du socle paléozoïque, quoique présents, sont minoritaires. Les pendages sont localement modérés, de l’ordre de 15° à N 220. Toujours plus au NW, ce matériel abonde au pied sud-occidental de la Sierra de la Herrera, entre les km 22 et 26.6 de la route qui descend du Puerto de la Chavola. Il est affecté de deux replis anticlinaux dont les flancs pendent à 20°. Ils donnent lieu à deux crêts opposés (km 25 et 26.4) assez émoussés. La terminaison nord-occidentale de ces conglomérats se fait au-delà du col de l’Estrepar, sur le piémont du Moncayo, à l’E de Talamantes. Ils existent, avec une moindre extension, dans la vallée même du Jalón, sous le village de Purroy, face au pont qui enjambe la rivière. Le conglomérat y est ici plus grossier, et contient des blocs de calcaire gris du Dogger, des galets de grès triasiques, mais aussi des schistes et des galets de quartzites cambriens. La matrice est rose, résistante, et très effervescente à l’acide chlorhydrique. Des passées plus "terreuses" ou gréseuses alternent avec les bancs caillouteux. Ce matériel, que ce soit à Purroy, Morata ou Tierga, s’apparente aux conglomérats des Mallos. Nous avons vu en effet qu’il se prolongeait jusqu’au piémont du Moncayo ; c’est lui que nous avions décrit plus haut à Talamantes, mais aussi à Rodanas et Calatorao. À Morata, il est recouvert en presque concordance par une formation à gros blocs, qui nous est bien connue depuis peu, grâce à la tranchée ouverte par l’autoroute dans la Paridera de la Nava. Elle montre une accumulation de gros blocs de quartzites cambriens de Bâmbola, de schistes et de billes de quartz (90 %), mais aussi de grès triasiques et de calcaires (10 %). Le ciment est blanchâtre, sableux, parfois gréseux, et peu résistant. Le pendage est fort ((30° à N 210), et la formation rentre en contact avec les calcaires jaunâtres grumeleux et les marnes beiges du Secondaire par une faille légèrement chevauchante de direction N 120. Nous retrouvons à l’E du Jalón, sous les crêtes sculptées dans les quartzites ordoviciens de la Sierra de Morata, la formation à blocs des Navas que nous avions perdue entre Tarazona et Ricla. Le piémont actif a "reculé" par rapport à la bordure structurale des Monts Ibériques dessinée au moment du dépôt des conglomérats inférieurs des Mallos. Un rejeu tectonique postérieur a ensuite déformé le matériel accumulé. Dernier dépôt, épais seulement d’une quarantaine de m : les calcaires jaunes, puis blancs de la Muela intramontagnarde de Tierga. Ils sont calmes, discordants sur le conglomérat rutilant inférieur et reposent parfois sur le substratum secondaire, comme à la Sierra Blanca, au N de Tierga. Nous n’avons pas de critères précis de datation, mais ils sont postérieurs aux failles et plis qui affectent le matériel détritique. Il s’avère légitime de penser qu’ils équivalent aux calcaires terminaux de la proche Muela de Borja. Faute de mieux, nous leur attribuons un âge miocène moyen. Il reste à en apporter la preuve...

Fig 14 : Les dépôts miocènes et assimilés à proximité du Jalón

26La partie amont des gorges du Jalón n’est pas dépourvue de dépôts, dont certains sont assurément miocènes. Les couches inférieures du bassin de Calatayud, qui envahissent une topographie différenciée, sont aussi visibles dans la vallée près de son confluent épigénique avec la Rambla de Ribota. Le conglomérat miocène atteint le méandre situé au N de la Peña de la Mora avec un pendage de 6 à 8° à N 90. L’âge des strates de ce secteur est bien connu par de nombreux gisements de micromammifères, notamment ceux de Torralba de Ribota, localisés 6 km à l’WNW de l’entrée des gorges du Jalón. D’âge burdigalien, ils s’insèrent dans des calcaires postérieurs aux conglomérats qui ennoient le pied des sierras quartzitiques recoupées par la rivière. Les conglomérats inférieurs, qui s’indentent dans les gypses de Calatayud, sont donc anciens. À première vue, les placages détritiques subsistant vers l’aval dans les lobes convexes des méandres pourraient aussi leur être assimilés, en particulier en face de la halte d’Embid de la Ribera. Mais il est malaisé de l’affirmer, en raison d’une part de l’étroitesse des lambeaux, d’autre part de l’interférence avec d’autres dépôts détritiques remaniant les roches du bassin de Calatayud, sans même compter les alluvions décarbonatées piégées à l’W de Purroy. Les analyses de laboratoire donnent d’ailleurs des résultats contradictoires : si les cortèges minéralogiques des argiles concordent entre les conglomérats du Ribota et ceux d’Embid de la Ribera, les autres paramètres sont mal corrélés. A contrario, des sédiments macroscopiquement très différents, comme les conglomérats de type "Mallos" ou "Navas", fournissent des données convergentes (fig. 15) ! Il n’est donc pas possible de se fonder sur ces seuls critères. De plus, le problème majeur n’est pas là ; un matériel probablement néogène inférieur est présent jusque dans la partie moyenne de la "cluse" du Jalón.

B. Le bassin de Mores : un paléoplémont Interne

27Entre les villages de Paracuellos de la Ribera, au S, et Mores, au N, la vallée du Jalón s’élargit. Le creusement de cette dépression d’érosion a été favorisée par un vaste affleurement du fragile matériel précambrien. Plusieurs types de sédiments ont colmaté le bassin, même si l’érosion en a maintenant déblayé une part notable. À l’E de Saviñan, les replats qu’escalade la route du Frasno sont armés par des conglomérats discordants sur les schistes précambriens et les calcaires du Muschelkalk. Il paraît difficile de retenir l’interprétation de la carte IGME au 1 : 50 000, qui les a cartographiés comme un cône, voire comme une terrasse quaternaire au N de Savinan. Leur puissance, aux alentours de 70 m, est certes limitée. Mais leur aspect est proche de celui du matériel miocène du méandre de la Peña de la Mora, que nous avons décrit plus haut. En rive gauche du río, une formation très grossière quelque peu perchée s’étale au pied des Pedrosos. Epaisse de près de 200 m, elle contient des quartzites mal roulés de grande taille, de même que des microconglomérats quartzeux et des grès. Leur longueur égale parfois 1.5 m : de très beaux blocs peuvent être par exemple observés près du pont qui franchit le chemin de fer au S de Saviñan ou à proximité de la sous-station électrique de Mores. La matrice est jaunâtre, sableuse, et peu cohérente malgré la présence de calcaire. À Paracuellos, près du terrain de football, la consolidation devient un peu meilleure. Le ciment est un grès calcaire moyennement résistant emballant des grès gris mal roulés de provenance locale, des microconglomérats et des blocs de quartz. L’ensemble a subi une tectonique modérée. La disposition en lambeaux indépendants ne permet pas de garantir la stratigraphie de ce secteur. Il nous paraît délicat, encore une fois, d’en faire de banales colluvions quaternaires ; celles que nous connaissons dans les environs offrent une physionomie et une granulométrie bien différente. Il semble tout aussi gênant d’assimiler ces accumulations du versant occidental du bassin de Mores aux rañas, en raison de l’absence d’altération des blocs ou des matrices. À l’E de Purroy, il repose directement sur le conglomérat rutilant inférieur. La composition du conglomérat, les caractères de la cimentation, sa position, incitent, en l’absence d’autres données, à classer le conglomérat grossier dans la même série que la formation à blocs de Morata.

Fig. 15 : Des données de laboratoires ambiguës pour les dépôts de la vallée du Jalón

28Une autre analogie, de forme celle-là, nous fait mettre en parallèle les deux affleurements à blocs. Leur dissection ultérieure a abouti à la création d’un relief de serres, rappelant les Navas de Yerga ou de la Muga, si ce n’est que le versant d’appui est ici bien conservé. L’argument peut paraître mince et nous reconnaissons qu’il ne fonde pas à lui seul une stratigraphie. Néanmoins, il participe d’une masse de faits qui nous paraît aller dans le même sens. Des sédiments détritiques néogènes se sont, à notre avis, installés dans des paléovallées entaillant le socle paléozoïque vite débarrassé d’une mince couverture secondaire. Les remplissages ont ensuite été partiellement éliminés par l’érosion. Les écoulements actuels, qui ont restauré, voire agrandi, le bassin intramontagnard de Mores suivent à peu près des tracés anciens. Les implications paléohydrographiques de cette situation sont considérables.

C. Des implications paléohydrographiques majeures

29La présence de conglomérats dans les paléodépressions de direction ibérique pourrait n’être due qu’au colmatage de bassins individualisés par la tectonique. Lorsque les résidus néogènes se trouvent dans l’axe du Jalón, qui coupe orthogonalement les alignements structuraux, il faut conclure à la réalité d’une paléoforme issue du travail de l’érosion. Un transport depuis l’amont est d’ailleurs nécessaire pour expliquer la présence de blocs de quartzites de Bámbola dans le matériel de la Nava de la Paridera, située au pied d’une Sierra de Morata armée par l’Ordovicien. Nous présumons donc la présence d’un vieux pertuis donnant sur la dépression de l’Ebre. Le passage est vraisemblablement ouvert dès la surrection "savique". Les reliefs armés par des orthoquartzites -sierras de la Virgen et de Vicort-que perce le Jalón, sont en effet résiduels au-dessus de la surface miocène qui les a respectés. Cela rend probable une surimposition à partir d’un plan antérieur, comme SO, ainsi qu’une antécédence par rapport aux mouvements créateurs des Monts Ibériques. L’ensellement structural peut faire par exemple penser à un moindre soulèvement local permettant le maintien d’un écoulement. Mais le manque de formes significatives de SO maintient cette hypothèse au rang de conjecture. De plus, l’altitude du plancher de gypses du bassin de Calatayud, inférieure à celle du fond des gorges amont dans la traversée de la montagne, suppose une évolution complexe qu’il est impossible de décrire sans une meilleure connaissance de la cuvette bilbilitaine. La seule certitude est que l’incision initiale a été rapidement suivie par le remblaiement : les gorges sont fort étroites et les paléoversants très raides, par exemple à Purroy, prouvent que l’élargissement de la vallée n’a pas eu le temps de se produire. Le matériel résistant y été peu propice. Mais il se peut aussi que les conditions tectoniques aient désorganisé les drains pendant une partie du Néogène.

30La sédimentation des blocs a été suivie de déformations dans les conglomérats, comme l’a montré la zone étudiée au SE de Morata de Jalón. Les altitudes de la base des lambeaux subsistants ne sont pas éloignées les unes des autres : de 420 m à Morata, on ne passe qu’à 500 m à Mores. Les mouvements différentiels qui les ont faillés n’ont pas abouti à de grandes dénivellations verticales. Ils sont largement liés à des extrusions de Keuper, comme le prouve le bouleversement visible dans les carrières des "Cementos Morata". Cela est a contrario confirmé par l’observation des piémonts opposés de la chaîne, dont les sédiments, qui débordent sur les premiers contreforts, restent calmes. Le sort des dépôts tertiaires intramontagnards qui remblaient les paléoformes est difficile à apprécier par manque de formes analysables. Dans le cas de la Muela de Tierga, les conglomérats rutilants de type Mallos sont nivelés, et l’ultime dépôt est constitué par les calcaires blancs. Nous pouvons en partie reconstituer le paysage, en faisant abstraction des formes engendrées par la reprise d’érosion plioquaternaire, et en nous fondant sur les éléments encore présents de la surface miocène. C’est à partir d’un passage large mais au tracé bien fixé que le Jalón actuel a rentaillé sa vallée, exhumant les dépôts les plus tendres et respectant les plus résistants. Ce passé, imparfaitement connu hélas, paraît conditionné par la mise en place du bassin de Calatayud.

3. Les accumulations des bassins du Haut-Jalón

A. Séquence longitudinale et verticale des dépôts

31Les séquences longitudinales des dépôts inférieurs néogènes des bassins sont très influencées par une paléohydrographie que nous percevons en partie. L’amont du fossé de Calatayud est colmaté par des sédiments détritiques discordants sur les conglomérats plissés de Villalengua, mais aussi le matériel secondaire et le socle paléozoïque (km 284 de la N 234). En ce dernier cas, la gorge épigénique du Ribota dans les quartzites gris du Montemayor (P=30° à N 150) suit un couloir déjà disséqué au moment des premières accumulations : la présence de lambeaux conglomératiques, qui ne paraissent pas remaniés, l’atteste sur son versant nord. C’est donc une topographie différenciée qu’ennoient les dépôts à faible pendage. Le tri se fait de façon classique, des bords de la cuenca vers le centre du bassin. À la périphérie, et notamment vers le NW (Puerto Bigomia), les alluvions néogènes sont assez grossières, alternant lits métriques de cailloux et d’argiles ocres, dont le spectre est influencé par les amonts locaux. Dans les environs de la Venta de la Fuente del Caminero dominent les apports calcaires (80 %) des enveloppes méridionales du Moncayo bien cimentés par de la calcite rosée. Les galets de quartzites ne sont pas absents (20 %), et le liant contient des grains de quartz assez gros. La proportion des quartzites gris et verts de provenance latérale augmente jusqu’à Villarroya de la Sierra, au détriment des calcaires. Il sont assez mal roulés, et consolidés par une matrice de plus en plus gréseuse. Vers Calatayud, les grès ocres, alternant avec des marnes de même teinte, deviennent omniprésents, mais les ultimes lentilles conglomératiques ne disparaissent que sous la Muela de Armantes, au profit de gypses. Ceux-ci passent au S aux dépôts du gisement d’Ateca datant de l’Aquitanien supérieur (Lopez et al., 1985). Plus en amont, le bassin de Cetina, dont nous avons déjà vu la structure, a aussi connu un remplissage aquitanien discordant, mais dans l’ensemble moins grossier. Sans doute était-il en grande partie coupé de l’amont le plus actif par le fossé de Calatayud préalablement dessiné, et la sierra de Cetina trop modeste pour fournir une grande quantité de galets.

32Les séquences verticales des sédiments aquitaniens du bassin de Calatayud témoignent d’une régression des apports conglomératiques inférieurs au cours du temps. Ceux-ci progradent de moins en moins vers l’ombilic du bassin, défini par la position des gypses et centré sur la vallée de l’actuel Jalón. En amont, la puissance des conglomérats est réduite, puisque le socle ou le matériel détritique de Villalengua affleurent. À l’aval, l’épaisseur des évaporites est plus importante et le substratum antémiocène sans doute plus profond. Cela semble aller contre l’idée d’un maintien de la possibilité de communication entre les bassins ébauchés par la tectonique "savique", sauf si la vitesse de sédimentation a été assez grande pour lutter contre la subsidence du fossé bilbilitain. Or nous avons appris en Rioja que la décantation des gypses du Miocène inférieur s’est faite très rapidement, et il en va probablement de même ici. L’évolution postérieure se caractérise par une nouvelle rupture. Les apports concordants qui parviennent alors à l’amont des bassins de Calatayud ou Cetina témoignent d’une dynamique renouvelée : une véritable formation à blocs s’y dépose sous forme de vastes "cônes" de paléopiémont.

B. Les micro-"serraderos" du Haut-Jalón

33À l’amont du bassin de Calatayud, le conglomérat horizontal, équivalent latéral des gypses de l’Aquitanien supérieur, est scellé par un matériel très grossier présent autour de la Pedriza à partir de 1 000 m d’altitude. Sur au moins 100 m d’épaisseur, s’entasse un matériel bien roulé dont les éléments peuvent atteindre 70 cm de diamètre. Le cortège lithologique montre une origine moins proche que celle des assises sous-jacentes. Certes, les calcaires mésozoïques abondent encore, mais les quartzites du Moncayo, et plus original encore, les conglomérats à billes de quartz de type Urbión, figurent aussi dans le spectre. La matrice ocre argilo-sableuse est calcaire mais la consolidation est très limitée. Cette formation est, par sa situation stratigraphique et sa composition, tout à fait comparable au remblaiement à blocs de l’Altroz, que nous avons déjà observé à l’W d’Embid de Ariza. Ce dernier se caractérise néanmoins par des blocs de longueur encore supérieure, proche de 1.40 m et une cimentation légèrement meilleure. Il est cependant aisé d’arracher à la main les galets de la calcite rose qui les sertit (chemin de l’Alto de las Hoyas). Dans les deux cas, une tectonique postérieure a brisé des blocs parmi les moins résistants, mais elle n’a pas remis en cause la quasi-horizontalité de l’accumulation.

34L’histoire de la sédimentation néogène commence donc d’une façon identique des deux côtés de la Sierra de Cetina. Le jeu des blocs qui ploie les conglomérats de Villalengua et de Deza fixe les grands traits structuraux de la région. Il engendre la mise en place d’un réseau hydrographique proche, dans ses grandes lignes, de celui qui draine aujourd’hui les dépressions. La paléoincision du Henar remblayée par le matériel aquitanien au pied de la Sierra de Miñana, les tris longitudinaux NW-SE des sédiments de la cuenca de Calatayud nous incitent à le penser. Les conglomérats très grossiers de la Pedriza et de l’Altroz indiquent des mouvements majeurs de la chaîne ibérique occidentale, mais traduisent aussi la construction de paléopiémonts, de micro-"serraderos" qui sont aujourd’hui perchés et disséqués par les affluents du Jalón (fig. 16). Leurs amonts sont identifiables par la composition du matériel détritique ; mieux encore : des restes plus ou moins continus jalonnent les parcours intermédiaires. Depuis la Pedriza, nous remontons ainsi vers le NW un couloir creusé dans le calcaire crétacé, actuellement réentaillé par les Barrancos del Hocino et de Valdesoria, sous la Nava de Reznos. La trace s’en perd sous les rañas sans carbonates de l’Encinar de la Canada del Navajo, mais les travaux réalisés pour la réfection de la N 234 ont sorti des tranchées d’énormes blocs calcaires roulés. De plus, le conglomérat est à nouveau visible dans l’entaille de l’acequía du village de Jaray, puis à Valdegeña, au N de la dépression de Pinilla del Campo, non loin de la Sierra del Almuerzo, où le piégeage a été favorisé par l’interaction d’un paléokarst et de la tectonique. C’est aussi le cas autour de Noviercas. À l’amont, l’hydrographie du Néogène inférieur différait donc un peu de la nôtre. Les têtes de réseaux étaient en effet situées dans ce qui est maintenant dans la mouvance du Duero. Les amonts de l’Altroz s’avèrent moins aisément identifiables. Les lambeaux que nous avons repérés se localisent sur le Cerro (908 m), à l’W de Cihuela, puis vers le N, à la Majada de Don Juan et à l’ermitage de San Roque, autour de Deza. Leur position prouve que le sillon agénien creusé est colmaté au moment de leur dépôt, puisque nous les découvrons de part et d’autre de celui-ci. Plus au N, de petites taches (1 083 m) apparaissent entre La Quiñonería et Reznos, de même qu’au S de la Sierra de la Pica (Cerro Colorado), mais leur rareté, et la confusion possible avec le paléoécoulement se dirigeant vers la Pedriza rend l’examen peu précis.

35Les éléments résiduels permettent néanmoins d’apprécier la pente de ces anciens écoulements, peu hiérarchisés : elle est faible -un peu plus de 0.4 % - au regard de la taille des blocs transportés. La construction du piémont d’accumulation, et le tri semble plus dûs aux variations de la géométrie du "cours d’eau" plus qu’à la rupture de pente verticale. Vers le centre des bassins, le conglomérat grossier ne s’observe plus. Cependant, au NW de Calatayud, un avatar plus local est peut-être constitué par l’accumulation grossière à matrice argilo-calcaire d’Aniñon, sous le chemin de la Cuesta. De plus, près du pont du chemin de fer de Soria, au lieu-dit Los Arcos (600 m), la base des calcaires blancs équivalents de ceux de Torralba de Ribota (MN 4b), contient d’abondants blocs roulés de socle, dans lesquels nous pouvons peut-être voir un chenal issu du paléopiémont d’accumulation. La sédimentation ultérieure ne se lit que dans la zone réduite de la Sierra de Armantes, muela isolée de tous ses amonts. Ce sont d’abord des marno-calcaires, puis d’ultimes calcaires blancs la couronnent. Le gisement de micromammifères le plus récent, Armantes 7, contient une faune à Armantomys proche de celle de Manchones (MN 6, F de Daams, C3 d’Aguilar). Il date donc de la fin du Langhien ou du début du Serravallien (Sese Benito, 1977 ; Daams et van der Meulen, 1984, 1988 ; Lopez et al, 1985 ; Agustí et al, 1987) et s’insère dans le Miocène moyen, rappelant ce que nous avons vu dans la région de Tarazona à propos de la Muela de Borja.

C. Une bonne corrélation évolutive avec l’Ebre

36Le dispositif stratigraphique des matériaux néogènes accumulés au S des sierras orientales ressemble en partie à celui du piémont septentrional. Nous y retrouvons les séries conglomératiques inférieures rutilantes. Certes, la formation grossière du type Navas n’y est pas rare et cela peut paraître contradictoire avec l’aspect de la retombée de la Sierra de la Herrera, où elle manque largement. Mais son alimentation, ici, doit beaucoup aux Cameros, au sens large du terme. L’âge des conglomérats de l’Altroz, dont nous avons montré dans le chapitre précédent qu’il était immédiatemment supérieur à MN 2b, fini-aquitanien, peut sans doute s’appliquer à ceux de la Pedriza. Il y a enfin une réelle coordination chronologique des dépôts clairs des muelas. Les calcaires blancs de Torralba, début des accumulations de la Muela de Armantes, sont burdigaliens à langhiens, plus anciens que ceux du gisement de Tarazona. Mais Armantes 7 est proche du Buste -quoiqu’un peu plus vieux-, tant par sa position stratigraphique que morphologique. La puissance des sédiments déposés, entre la fin des gypses et la table carbonatée sommitale, ne varie guère et reste de part et d’autre de l’ordre de 250 m.

37Cela n’exclut pas de réels décalages. Le lecteur se souvient notamment des légères différences d’âge de la formation des Navas d’Arnedo et du conglomérat grossier de l’Altroz, génétiquement très voisins. La situation des assises gypseuses n’est pas identique de chaque côté de la chaîne. Dans le bassin de Calatayud, elles se sont mises en place pendant l’Aquitanien, avant l’édification du paléopiémont de la Pedriza. Au N, l’accumulation est postérieure à la décharge détritique à blocs, plus ancienne, il est vrai, que sur la retombée méridionale des Celtibériques. Enfin, le matériel de type Navas est découpé par des failles à Morata de Jalón, alors qu’il n’est que discrètement marqué par la tectonique dans les bassins de Calatayud et de Cetina. Il serait excessif et inutilement systématique de faire un parallèle trop étroit entre les deux piémonts de la chaîne. Chacun présente des modalités d’évolution particulières, et cela n’a rien que de très normal. Vers l’W, leur mise en évidence est moins aisée : il faut en effet aller fort loin pour observer les prolongations de l’accumulation néogène, en raison d’une activité tectonique intramiocène plus nette que dans la région orientale que nous venons de décrire.

III. LE CALME APPARENT DE LA BORDURE MESETEÑA

1. Un remplissage inégalement tectonisé

A. La localisation des conglomérats grossiers

38Nous avons déjà montré l’existence des conglomérats grossiers de type Altroz sur la bordure occidentale du bassin de Soria-Almazán. Leur répartition, comme dans la cuenca de Calatayud, traduit l’organisation paléohydrographique du secteur. Les amonts ne sont pas aisément identifiables en raison de l’abondance du matériel superficiel non ou décarbonaté. Ils se repèrent cependant sur les flancs des dépressions qui rentrent en doigts de gant dans la Cebollera et l’Urbión (fig. 17), occupées d’E en W, par les ríos Monigón, Merdancho, Tera. Quelques traces, moins sûres, se lisent le long du Duero et de la Revinuesa. Les accumulations grossières de la partie orientale sont ainsi visibles à l’E d’Aldehuela de Periañez, vers 1 110 m : un matériel très hétérométrique -certains blocs mesurent plus d’un mètre de long-est pris dans un ciment jaunâtre peu cohérent. Dans la vallée du Merdancho, la campagne comprise entre les vilages de Garray, Velilla et Buitrago montre des argiles très calcaires, en discordance de ravinement sur le Mésozoïque, se chargeant de galets de plus en plus conséquents vers le haut. Les croupes à l’E de la Pedraza, hameau au NE de Buitrago, sont sculptées dans un conglomérat de calcaires noirs et gris, de grès fins du Weald, pris dans des gangues de calcite blanche inégalement résistante. Ce remblaiement s’effectue dans de grandes paléovallées creusant les reliefs ibériques. À l’aval de Soria, cette décharge très grossière se voit à la Dehesa del Alto del Hoyo (km 217 de la N 111), et se prolonge sans doute sous le manteau décarbonaté des Pinares de Almazán. Au N de cette ville, les carrières du km 196 de la N 111 ne laissent plus entrevoir, sous les rañas, que des dépôts sablo-argileux ocres et très calcaires. Nous supposons donc que le tri longintidinal s’effectue sous les Pinares. Plus à l’W, les dépôts grossiers de cette génération sont rarement visibles. Ils ont été piégés dans les cluses qui traversent la ceinture des chaînons périphériques.

Fig. 17 : Les dépôts conglomératiques occidentaux : croquis interprétatif

39Dans celle du Guijosa, au SW de la Sierra de Nafría, un matériel à blocs calcaires pouvant atteindre 80 cm de long a colmaté une paléovallée taillée dans les grès jaunes du Weald et le Crétacé localement redressés à la verticale. La matrice argileuse ocre est parfois prise par de la calcite blanche. Vers l’aval, la formation devient moins grossière et passe à une assise elle-même recouverte par le Miocène fin qui constitue le soubassement des muelas, comme le prouve le secteur situé au S de la Serrezuela, entre Guijosa et Espeja. Dans la Sierra de Covarrubias, le couloir de l’Arlanza a aussi retenu diverses formations, qui semblent avoir toutes suivi un chemin identique vers le bassin castillan. Au S du méandre de Retuerta, il existe d’abord un conglomérat ocre discordant sur le Crétacé, régulièrement lité en bancs métriques et affecté d’une nette discordance intraformationnelle. Il se prolonge en amont et passe, au Valle de las Pozas (km 20-21 de la N 110), sous un lambeau d’un remblaiement plus grossier. Les blocs roulés viennent de l’amont lointain (Weald de l’Urbión, quartzites) ; d’autres, plus anguleux sont locaux (calcaires gris). La matrice, effervescente à l’acide chlorhydrique, emballe les éléments sans les bien cimenter. Il est impossible de dater ces lambeaux, d’autant que les raccords avec le bassin de Lerma ne peuvent être établis qu’en pointillé ; un troisième type de remblaiement, décarbonaté, masque en outre une partie des dépôts. Mais il nous semble que se retrouvent ici les deux générations du matériel constituant la base du Néogène, à nouveau localisées dans un pertuis ouvert dans les chaînons. Cette position géographique est donc toujours vérifiée ; seules changent les modalités de mise en place. La grande extension du piémont conglomératique grossier sorian répond à un passage déjà largement ouvert en direction du S, qui contraste avec les étroits goulets perçant les crêtes calcaires sud-occidentales. C’est aussi au niveau de ces bordures de la sierra ibérique que la tectonique intramiocène apparaît le plus clairement.

B. Les marques de la tectonique intramiocène

40Les sédiments grossiers que nous venons de décrire portent tous des marques de mouvements plus ou moins violents. À Soria, les conglomérats sont redressés à la verticale, comme le montrent, pour la première génération, ceux du viaduc ferroviaire (P=90° à N 120), et pour la seconde, ceux de la tranchée du contournement routier septentrional (P=80° à N 170). Les plis, vers le SW, sont scellés par le Miocène très calme de Camparañon, et plus ou moins bien nivelés par la surface miocène, ce qui atteste de l’âge que nous leur avons assigné et que nous essaierons de préciser plus loin. Malgré l’aspect spectaculaire de la compression, et les changements rapides de direction, le mur du conglomérat grossier n’a guère été dénivelé : son altitude ne varie que d’une cinquantaine de mètres du N au S, par exemple de la Canada de las Pajuceras (1 100 m, NW de Soria) à la Dehesa del Alto del Hoyo signalée plus haut (1 050 m, 9 km au S de la ville). La fourniture du matériel détritique résulte d’un soulèvement des amonts, mais son plissement semble lié à une compression peu génératrice de relief, maximale sur le seuil de Soria, et très amortie de part et d’autre. Des failles décrochantes à N 180 apparaissent aussi, qui décalent les structures précédentes. Elles tronçonnent blocs et galets sous le pont qui enjambe la route d’Almajano (km 3.1), ou à Aldeafuente, au S de Soria. Les décrochements sont plutôt dextres, sans qu’il soit possible a priori de préciser s’ils sont contemporains de la compression, ou postérieurs.

41Les manifestations de mouvements ultérieurs, mais préalables à la réalisation de la surface d’érosion miocène, ne sont pas absentes. P. Birot en avait depuis longtemps noté l’existence ; « en certains points, les calcaires pontiens sont ondulés et nivelés par elle » (1964, p. 195). Cela est indiscutable au S de Burgos, où les calcaires blancs "vindoboniens" (Bergougnioux et Crouzel, 1958) du páramo de la Abadesa (km 233 de la N 1)), inclinés de quelques degrés vers le N, sont recoupés par le plan sommital. Mais elles restent vraiment discrètes, et ne laissent aucun doute sur le caractère résiduel des montagnes, dont les piémonts sont ennoyés par un matériel fin jusqu’à la finition du plan composite miocène.

C. Le passage au matériel fin du bassin castillan

42Le matériel congloméradque observé dans la région de Soria ne s’étend pas vers l’W et la partie centrale du bassin du Duero, soit qu’il ait été rapidement trié, soit que sa progression ait été limitée à des chenaux situés à l’aval des exutoires traversant les chaînons de calcaire crétacé. De toute manière, il n’est plus visible sur les bords de la cuenca. Le remblaiement miocène horizontal, à l’W de l’arroyo de Fuentepinilla, ennoie les zones basses qui n’ont pas été massivement envahies par la progradation des assises grossières inférieures, comme dans le domaine sorian. Au SW du des petits villages d’Osonilla et de Cascajosa affleurent encore des argiles ocres très calcaires (P=20° à N 200), en alternance avec des lentilles de grès et de conglomérats mal cimentés par un grès grossier (Cuesta Gorda à l’E d’Osona). Plus à l’W, les assises supérieures sont horizontales. Il s’agit d’argiles très rouges et collantes, riches en carbonates qui scellent des plis du soubassement mésozoïque, notamment à Escobosa de Calatañazor. Parfois des lentilles alluviales ou gréseuses viennent rompre la monotonie. À une cinquantaine de mètres sous la surface des muelas, les argiles sont grumeleuses, se chargent un peu plus de calcaire et s’éclairassent. Les dépôts supérieurs deviennent jaunâtres, travertineux, creusés de nombreuses vacuoles. Ils débordent, à Monasterio de Calatañazor et au col du Temeroso, sur la surface d’érosion miocène. Ce dispositif se continue plus à l’W. Néanmoins, la dalle "terminale", par exemple celle du pâramo de l’Alto de Castro (1 029 m), commence par des argiles roses, puis verdâtres et hydromorphes, avant que d’être blanche et calcaire. Cette succession caractérise d’ailleurs la majorité des muelas à l’W des Monts Ibériques, jusqu’au seuil de Burgos qui assure la communicadon avec le bassin de l’Ebre.

43La cuenca endoréique castillane, malgré la présence à l’amont de reliefs résiduels d’une réelle ampleur, connaît donc un remplissage final très calme (Mabesoone, 1961 ; Garcia del Cura, 1974), dont l’épaisseur relevée ici reste assez modeste. Il n’en va pas de même plus à l’W, et B. Bomer (1978) mentionne les 1 200 m de dépôts continentaux du forage d’Iglesias sans qu’on puisse toutefois distinguer ce qui revient au Néogène. Sur notre piémont, l’accumidadon suppose une lente désorganisation du réseau hydrographique, et des évolutions nuancées, puisque le sommet du matériel calcaire miocène n’a pas en tous lieux une physionomie identique, au moins dans notre région. Cela nous éloigne un peu d’un certain uniformitarisme "pontien" que supposait la vieille littérature, avec son évocation des lacs régressant sous l’effet de l’aridification du climat. Non seulement, la datation du matériel fin été remise en question avec la découverte de gisements de micromammifères, mais avec elle, la vision traditionnelle des paléoenvironnements miocènes.

2. Datations et paléoenvironnements

A. Gisements et faunes du Vallésien local

44Les argiles rouges d’Escobosa, décrites plus haut, contiennent une faune assez riche bien étudiée par les paléontologues (Sese Benito, 1977) et revue pour notre compte par J.P. Aguilar. Le gisement se trouve au contact d’un anticlinal de calcaire crétacé autrefois exploité en carrière. L’article cité en référence le voit logé dans les fissures karstifiées de la voûte ; nous n’y avons rien trouvé. Par contre, sur ses flancs, dans la formation rouge elle-même, les passées calcaires sont riches en "brèche" ossifère. Celle-ci renferme des espèces dominées par les Cricétidés, rappelant celles d’Armantes 7, près de Calatayud. Ce sont par exemple Megacricetodon crusafonti, Heteroxerus grivensis, Prolagus oeningensis ou Armantomys sp.. Elles paraissent toutefois un peu plus évoluées à l’auteur de l’étude, qui les place donc en parallèle avec La Grive (MN 8, C4 sup. d’Aguilar), avant l’entrée des Hipparion. L’âge des fossiles d’Escobosa de Calatañazor est donc serravallien, compris entre -14 et -13MA. Nous sommes donc assez loin, tant du Miocène inférieur proposé par Saenz (1974), que du Pontien des anciens travaux ; pourtant les premières strates claires se trouvent moins de 30 m plus haut, à la muela de Torralba.

45Au pied de la retombée occidentale des Monts Ibériques, la macrofaune de La Abadesa (Bergougnioux et Crouzel, 1958) nous renseigne avec moins d’exactitude. À 940 m, soit une vingtaine de mètres sous la surface topographique supérieure, qui est un plan d’érosion, a été découvert Geisitodon hispanicus et un Proboscidien, Trilophodon olisiponensis, rapporté au "Vindobonien supérieur". Le fait qu’il ait vécu jusqu’aux débuts du Pliocène a favorisé l’idée de l’existence régionale d’un véritable Pontien, terme ultime du Miocène. Mais les longirostres comme Trilophodon ou Gomphoterium angustidens peuvent être assez anciens, puisque ce dernier est connu dans le gisement de Sansan (Aubouin et al., 1973), encore langhien (-16 à -15 MA). Il n’est donc pas aberrant de considérer que la faune de La Abadesa est proche dans le temps de celle dEscobosa, et ne date pas nécessairement du Ponden la strate fossilifère. Il en est de même de la malacofaune de Castrillo del Val, à Planorbis Thiollierei et Melanopsis laevigata, que Royo y Gomez (1929) avait en son temps jugée pontienne. Il ne nous appartient pas de discuter la valeur stratigraphique de ces coquilles d’eau douce, ensevelies dans les calcaires blancs de la muela du Revidalgo (1 023 m), qui domine d’une centaine de mètres la rive méridionale de l’Arlanzón. Mais les controverses à leur sujet nous conduit à laisser temporairement de côté leur témoignage.

46Un dernier gisement nous est utile, celui des Valles de Fuentidueña (Ségovie) ; certes, il se trouve à l’extérieur de notre terrain, mais n’en est pas trop éloigné, puisqu’il se localise à une trentaine de km au SW d’Aranda (Alberdí et al, 1981). Situé à une dizaine de mètres seulement de la surface de la muela, il permet de mieux dater la dalle carbonatée. La faune de Rongeurs se compose notamment d’Heteroxerus sp., d’Atlantoxerus adroveri, de Chalicomys jaegeri (Alberdí et al., 1981). Les Sciuridés et les Gliridés, plus abondants qu’ailleurs, sont aussi plus récents et calés dans la zone MN 9 (I de Daams et D1/2 d’Aguilar). Le gisement des Valles de Fuentiduena a donc un âge proche de celui de Cellórigo, le plus récent du Miocène du haut-Ebre. Les paléontologues le datent de -12 à -11 MA. La présence de Chalicomys jaegeri, appartenant à la zone à Megacricetodon lopezae, empêche de s’écarter trop des valeurs proposées. Cela est cohérent avec les autres données régionales (fig. 18), qui ont en outre l’intérêt de fournir des indications sur les paléoenvironnements miocènes. Celles-ci permettent de reconsidérer le scénario des lacs continentaux régressant à cause de la semi-aridité, abondamment décrit dans les publications anciennes, voire des travaux plus récents (Mabesoone, 1961).

B. Interprétation paléoenvironnementale

47Les analyses récentes (Alvarez et al., 1985, Lopez et al., 1985, Daams ; van der Meulen, 1988), fondées sur la proportion des différentes espèces de macro- ou microfaunes découvertes dans le bassin du Duero, estiment que le Miocène a été une période moins sèche qu’on ne le pensait généralement Les oscillations vers une ambiance humide sont reconnues au début du Miocène (zone Y de Daams), du Burdigalien (zone A), du Langhien (zone C) et du Vallésien (zone I). Les températures s’abaissent aussi, et de façon corrélative, au Miocène inférieur (zones A-Z) et lors de l’entrée dans le Vallésien (zones H-I). Les faunes restent caractéristiques de climats plus chauds et secs que celles de l’Europe du Nord mais il devient difficile de conclure à une régulière semi-aridité ou à des crises très violentes, au moins pendant le Miocène inférieur et moyen. Le calcaire blanc des muelas, si nous suivons les paléontologues, commencerait même à se déposer lors d’un accroissement de l’humidité et d’un abaissement thermique. La vision "classique" d’un assèchement brusque, encore soutenue (notice du 1 : 200 000 IGME de Saragosse, p. 28) est donc battue en brèche par ces travaux récents, mais aussi par des remarques antérieures de B. Bomer (1978, p. 224) ou P. Birot (1964, p. 208). Les minéraux argileux des sédiments argileux sont toujours la kaolinite, mais surtout l’illite, et parfois les smectites, souvent interprétées comme l’indice d’une poussée d’aridité (Sabrier et al, 1992). Ces dernières semblent un peu plus fréquemment représentées dans le Miocène moyen, sans que la tendance soit très marquée. La présence de vermiculite à Escobosa paraît plus liée à l’abondance de la silice en amont qu’à des particularités climatiques. Le cortège minéralogique des matériaux arrachés par l’érosion s’accorde a priori à un cadre climatique "tropical", mais ne permet guère de décider de nuances précises. La proportion de fer libre, assez importante dans les couches rutilantes du Miocène moyen d’Escobosa, suppose aussi la présence d’eau en quantité suffisante pour mener à bien les processus d’altération. Elle ne se réduit, comme le fer total, que dans les dalles claires des muelas. Cela peut paraître contradictoire avec la remarque, faite plus haut, d’une accentuation de l’humidité lors de la mise en place des calcaires blancs, qu’ils soient aquitaniens ou vallésiens. Autre problème : la corrélation s’avère meilleure entre la baisse des températures et la blancheur des dépôts, qu’entre ce dernier phénomène et l’augmentation d’humidité. Une accentuation de l’humidité se produit en effet lors de la mise en place des calcaires blancs, qu’ils soient aquitaniens ou vallésiens, mais les carbonates clairs d’Armantes 7 se forment en période plus sèche, traduite par l’abondance des Sciuridés "terrestres", comme Armantomys (Daams et van der Meulen, 1984). Les contradictions ne s’arrêtent pas là, puisqu’aux Valles de Fuentidueña, ces mêmes Sciuridés sont présents dans un biotope "humide". Il est aussi délicat de concilier ces analyses avec les tendances à la semi-aridité définies pour la région de Madrid par J. Vaudour (1979a), même si l’homogénéité des grandes faunes incitent à relativiser les différences.

Fig. 18 : Les gisements de fossiles sur les piémonts des Celtibériques

48Pour J. Vaudour (1979a), la présence de l’Hispanotherium, avec une dentition adaptée à la consommation d’herbes dures, évoquait un paysage de "savane". Le Trilophodon de La Abadesa nous empêche aussi de penser à un paysage de forêt dense, comme d’ailleurs la présence d’Hipparion dans la faune recueillie à Torremormojón 4, dans la province de Palencia. L’Hispanotherium, qui se retrouve jusque dans la vallée de l’Ebre, (gisement de Monteagudo), implique l’existence de végétations ouvertes. Nous imaginons volontiers des formations végétales comme la forêt claire, assez éloignées toutefois de la semi-aridité. Des lacs plus ou moins temporaires devaient exister, puisque des dents de Crocodiliens (lignite de Cetina, d’après Aguilar, comm. orale), des plaques de Tortues à La Abadesa (Gutierrez, 1969) ont été sortis des gîtes fossilifères. À Escobosa, les Amphibiens sont représentés par Bufo cf. viridis, et les Gastéropodes ne sont pas rares (Sese Benito, 1977). Mais, au total, la description des paléoenvironnements ne saurait être affinée, en raison des incertitudes qui pèsent sur l’exercice.

C. Le poids des incertitudes

49Nous ne reviendrons pas sur les critiques souvent formulées envers les reconstitutions paléoclimatiques, qui sont excellemment résumées dans l’Hommage à P. Birot (1984). Elles s’appliquent ici, notamment le risque d’un nominalisme excessif, conduisant à des désignations à la fois actualistes et trop fines (Daams et al., 1988). Nous n’avons que des données restreintes, qui ne permettent pas d’atteindre la précision d’un Crusafont (1963) brossant les paysages du Miocène inférieur ou moyen du Vallès et du Penedès. Les travaux récents semblent d’ailleurs moins affirmatifs, lorsqu’ils exposent leurs "hypothèses de travail" (Daams et al., 1988, p. 290).Des ignorances spécifiques s’y ajoutent. L’altitude des piémonts des Celtibériques occidentaux, en particulier de la Meseta, ne nous est pas connue. L’humidité des bassins, que traduisent des faunes ponctuelles dans le temps et l’espace, n’est-elle pas autant un fait localisé de topographie (Chaline et Mein, 1979), surtout dans notre domaine endoréique, qu’une conséquence climatique ? Les paléontologues espagnols notent en outre que, dans notre bassin du Duero, « les ruptures sédimentaires... ne coïncident pas avec les ruptures faunistiques. Au contraire, toutes les ruptures sédimentaires datées interviennent à l’intérieur d’une biozone bien définie » (Lopez et al., 1985).

50Il faut ajouter à cela que les faunes ne reflètent que la situation des avals où s’accumulent les sédiments. Qu’en est-il des amonts producteurs ? Nous les supposerons plus frais, mieux drainés, sans aucune preuve avérée mais avec de raisonnables certitudes. Le matériel détritique rutilant piégé dans les cuvettes rend, par sa minéralogie, autant compte de leur évolution que de néoformations au lieu d’arrivée. Mais c’est justement là une source de confusion, lorsqu’on essaie de cerner les implications paléoclimatiques des argiles échantillonnées dans cette partie du bassin du Duero, dont l’histoire morphologique est dominée par les événements celtibériques. Pour autant, l’histoire endoréique du bassin est-elle ailleurs terminée ? Il nous faut, pour répondre à cette question, nous aventurer à l’W de notre terrain, et temporairement, en sortir.

3. Les prolongements castillans

A. Une évolution poursuivie vers l’aval-bassin

51La région de Palencia est plus riche en faunes que la nôtre, en raison d’une poursuite de la sédimentation miocène (Lopez et al., 1979 ; Alvarez et al., 1985 ; Lopez et al., 1985). Les gisements de Torremormojón 2 et 1, comme ceux d’Ampudía 6b à 1 "montent" dans le Vallésien supérieur (MN 10, D1/2 d’Aguilar). À côté d’un Castor, Euroxenomys minutus, et de Prolagus crusafonti, apparaît Progonomys hispanicus. Ce Muridé, recensé à Ampudîa 6b, 6a et 4, prouve une poursuite de la sédimentation à l’W de notre terrain jusqu’à la limite basse du Turolien. Nous sommes à nouveau confrontés à des phénomènes dont l’interprétation paléoclimatologique peut donner lieu à des divergences. La présence d’anhydrite parfois signalée (Gutierrez, 1969), évoquant des milieux plus secs, semble mal concorder avec l’existence de faunes où sont surreprésentées les espèces aquatiques. « Les Cricétidés sont très rares dans le Vallésien supérieur ; ils ne sont pas fondamentalement remplacés par les Muridés, comme c’est le cas dans les autres bassins, mais par les Gliridés. L’interprétation paléophysiographique de ce fait suggère un paysage plus arboré et plus riche en étendues d’eau que dans les autres bassins méridionaux » (Lopez, 1979).

52La sédimentation miocène semble donc se déplacer vers l’W de la cuenca du Duero à la fin du Miocène moyen. Ce processus de restriction ne pousse guère à accepter le scénario de la dessication terminale sous le seul effet du climat. Il oblige au contraire à considérer l’éventualité de déformations à très grand rayon de courbure reculant vers la région de Palencia les aires lacustres ou marécageuses, et partant, d’accumulation. Naturellement, les arguments de terrain sont à peu près inexistants, et le raisonnement se fonde sur la répartition cartographique des gisements de mammifères. Certes, Ampudía 1, (MN10, 850 m) est situé plus bas qu’Escobosa (MN8, 1 000 m), malgré sa position plus élevée dans l’échelle stratigraphique. Mais, à 120 km de distance, cela ne suffit pas à prouver les mouvements différentiels. Quelques indices nous laissent cependant penser que l’hypothèse n’est pas sans fondement Nous avons vu que les calcaires blancs de la muela de La Abadesa ont été légèrement basculés avant la réalisation définitive de l’aplanissement supérieur. Des déformations se sont donc produites, qui ont pu contribuer à la modification des aires de sédimentation. Il est, en l’état actuel des connaissances, difficile de s’avancer plus avant, d’autant que nous cernons malaisément le terme de l’ennoiement.

B. Problème de limite supérieure du remplissage

53Les dépôts, dans la région de Palencia, se poursuivent pendant le Vallésien supérieur, c’est à dire le du début du Tortonien (fig. 19). Les faunes d’Ampudía 4, qui contiennent Progonomys hispanicus, rappellent les associations de Peralejos C (D 3 d’Aguilar). N. Lopez Martinez et al. (1979) lui assignaient un âge approximatif de 10 à 9 MA. Il semble, d’après des travaux plus récents fondés sur des datations (40Ar/39Ar) du gisement de Bou Hanifia (Aguilar et Michaux, 1987), qu’il faille vieillir d’environ 1 MA ce fossile. Ampudía 1 et Torremormojón 1 peuvent en principe atteindre le Turolien inférieur (MN 11), puisqu’ils renferment des fossiles, le Gliridé Eliomys truci et le Lagomorphe Prolagus crusafonti, ailleurs connus jusqu’au Turolien moyen. Mais la rétrogradation de Progonomys hispanicus doit faire accepter cette conclusion avec prudence, d’autant qu’elle paraît, comme toujours, sous-tendue par la volonté de rattacher les ultimes sédiments au "Pontien" et de réduire le hiatus stratigraphique qui y correspond ici, qu’on le veuille ou non. Les seuls dépôts postérieurs datés sont beaucoup plus tardifs. Ce sont les remplissages karstiques de Guardo 1 et 2, qui datent du Pléistocène moyen et supérieur, et n’ont génétiquement rien de commun avec le matériel néogène. B. Bomer (1978) signale aussi les accumulations détritiques brunes de Yudego et de Quintanilla, qu’il assimile aux conglomérats à galets de quartzites visibles près de Castrillo del Val. Mais ceux-ci se rapportent aux épandages des rañas et sont en discontinuité avec leur soubassement de calcaires clairs. La possibilité de découvrir des gisements plus récents que ceux d’Ampudía 1 existe mais la probabilité en est faible. La région de Palencia a été bien explorée dans le cadre du projet MAGNA (1978) ; tant par la quantité de sédiments (3.6 t), que par le nombre des sites étudiés (45) et productifs (33). La cohérence des résultats nous paraît un gage sûr de la qualité de la recherche, qui n’a pas depuis beaucoup évolué (Alvarez et al., 1985 ; Lopez et al., 1985).

Fig. 19 : La sédimentation au Miocène moyen-supérieur (B. du Duero)

54Cela ne nous dit pas quelle est l’exacte limite chronologique de la phase de remblaiement miocène. Sur notre terrain, elle nous semble pas pouvoir dépasser -11 MA, en raison de ce que nous savons du gisement d’Escobosa, confirmé par les données de Cellórigo et des Valles de Fuentidueña. Certes, dans le secteur, les páramos ont été regrattés, mais de façon trop modeste pour que nous n’ayons pas l’essentiel de la série. Cet âge-limite s’avère valable tout autour des Celtibériques Occidentaux, puisque les tables des muelas de Borja et d’Armantes sont au mieux vallésiennes. Il est probable qu’à l’aval du bassin du Duero, la sédimentation s’arrête avec la fin du Vallésien. Cette évaluation est en accord avec celle que J. Vaudour (1979a) a formulée pour le bassin du Tage. Pour lui, la création du plan "fondamental" miocène est "fini-vindobonienne" et non "pontienne" sensu stricto. L’histoire des deux cuencas et celle du haut-Ebre est en toute logique synchrone. Nous pourrions en dire autant de la cuvette de Calatayud. Les choses changent à l’E du Jalón où les bassins connaissent un fonctionnement prolongé. Le calcaire du Cucalón (Adrover et al., 1982) est encore attribué « à l’extrême sommet du Vallésien et son âge plus récent que celui du gisement de Peralejos D est plus ancien que celui de Tortajada A. » Mais les dépôts se prolongent dans le Turolien, voire le Ruscinien (Moissenet, 1983), et la région éponyme de Teruel connaît une histoire qui ne peut alors se comparer avec celle de nos Celtibériques.

Conclusion

55L’histoire du remblaiement et des déformations miocènes se caractérise par des accumulations inférieures grossières, ensuite tectonisées, avant que ne se déposent les calcaires des muelas. Ce schéma varie néanmoins suivant la zone considérée.

56Sur le piémont nord, les deux séries conglomératiques des Mallos et des Navas sont régulièrement superposées des Montes de Oca jusqu’à la Sierra de Yerga. À un matériel calcaire bien consolidé succèdent durant l’Agénien des dépôts grossiers et mal cimentés. Les rejeux qui les affectent sont post-aquitaniens et antérieurs à l’aplanissement miocène. Le phénomène intramiocène majeur est flexural et localisé dans le fossé tertiaire, tant à l’W, entre Puras et Nájera, qu’à l’E, au droit d’Arnedo, où il s’avère très visible. Son âge est difficile à évaluer précisément. Il nous semble infra-langhien près de Santo Domingo de la Calzada et sûrement post-aquitanien à proximité du Cidacos. Il est donc raisonnable, au front nord de la Demanda et des Cameros, de dater les flexures du burdigalien. Leur création induit aussi une déformation positive de la bordure du bassin, qui restreint les aires de sédimentation, avant que celle-ci ne s’achève, avec la réalisation du plan miocène, qui arase parfois une frange des conglomérats.

57L’histoire de la région orientale est assez originale, en raison d’un front montagneux moins actif vers le Jalón. Les conglomérats inférieurs de type "Mallos" donnent encore de beaux abrupts près de Tarazona mais deviennent pelliculaires plus à l’E. Le matériel grossier des Navas constitue les serres des Navillas de Fitero et de l’Alto de la Muga, à l’W du Quelles, mais disparaît au SE. Leur absence tient à l’affadissement tectonique, mais aussi à des amonts beaucoup moins capables de fournir des blocs au piémont, par excès ou manque de résistance. Les conglomérats existent pourtant, mais en arrière du front montagneux de Ricla, dans la dépression intérieure de Tierga et de Morata. Dans cette dernière localité, la séquence des conglomérats est complète. Elle semble se retrouver en amont, dans la vallée du Jalón, en particulier près de Purroy et dans le secteur de Mores. Il est permis de douter de la stratigraphie de ces dépôts, dans la mesure où aucun argument paléontologique ne vient étayer la démonstration. Mais la convergence des faciès, leur position suggèrent que l’histoire de la trouée du Jalón est ancienne. Cela est d’ailleurs nécessaire pour expliquer la dissection des reliefs résiduels quartzitiques sur lesquels bute la surface miocène. L’originalité régionale vient aussi du comportement du bassin de Calatayud, qui montre une évolution coordonnée avec celle du piémont de la Sierra de Miñana et une alimentation provenant en partie de la Cebollera. La fin enregistrée de la sédimentation néogène sous la Muela de Armantes est presque synchrone avec celle de l’Ebre à Borja : la fin du remblaiement se produit au Miocène moyen.

58L’évolution de la Meseta se caractérise par des modalités de dépôt des conglomérats très grossiers du Néogène inférieur différentes de celles observées en Rioja. Leur répartition dépend de reliefs périphériques déjà mis en valeur par l’érosion. La concentration du matériel grossier au S de Soria y a limité la sédimentation ultérieure. Elle ne devient abondante qu’au S et à l’W du coude du Duero. Là est le domaine des argiles rutilantes et horizontales datées du Miocène moyen à Escobosa. La dalle de calcaires blancs qui les scelle parfois est à peine plus récente, puisque vallésienne. L’ambiance climatique oscille entre "subtropical" et "tropical", avec les réserves qui s’imposent, car il y a bien des difficultés à "nommer" le type de climat ou les formations végétales, probablement assez ouvertes autour de lacs ou de marais. Ces derniers paraissent repoussés vers l’W au cours du temps, et la question se pose de l’origine de ce phénomène, peut-être lié à une faible tectonique déformant à peine la Meseta. Quoiqu’il en soit, les dépôts les plus récents découverts jusqu’ici s’avèrent fini-vallésiens, et effleurent à peine le Miocène supérieur.

59Commence alors le façonnement définitif du plan miocène. Il procède non seulement d’une accumulation dont nous venons d’étudier l’histoire, mais aussi de l’érosion des immédiats piémonts des sierras. Les complexes événements antérieurs nous laissent d’ailleurs supposer que les aspects de la surface composite ne se réduisent pas à une simple expression binômiale entre érosion et sédimentation. Nous nous proposons donc d’emmener le lecteur à sa découverte.

Table des illustrations

Légende Fig. 12 : Les relations entre la Demanda et son piémont
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1788/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 591k
Légende Fig. 13 : Stratigraphie et dispositif structural près d’Arnedo et d’Autol (Rioja)
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1788/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 356k
Légende Fig 14 : Les dépôts miocènes et assimilés à proximité du Jalón
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1788/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 1,6M
Légende Fig. 15 : Des données de laboratoires ambiguës pour les dépôts de la vallée du Jalón
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1788/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 587k
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1788/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 1,4M
Légende Fig. 17 : Les dépôts conglomératiques occidentaux : croquis interprétatif
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1788/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 1,5M
Légende Fig. 18 : Les gisements de fossiles sur les piémonts des Celtibériques
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1788/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 750k
Légende Fig. 19 : La sédimentation au Miocène moyen-supérieur (B. du Duero)
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1788/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 497k

© Presses universitaires de Perpignan, 1996

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