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Un Géosystème cénozoïque

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Bertrand Lemartinel

Un aplanissement remarquable et imparfait

Texte intégral

1Le Néogène moyen se caractérise par une minoration des dénivellations résultant de l’ennoiement des piémonts. L’érosion ne vient pas à bout des noyaux résistants, tels la Demanda et le Moncayo, ou des conglomérats de l’Urbión, même si le cœur wealdien des Cameros s’avère plus fragile. Le développement de l’aplanissement miocène n’est pas partout possible car l’abondance des assises siliceuses est peu favorable à son extension. Ce sont donc les parties méridionales de la chaîne, où affleurent largement les calcaires secondaires, qui se sont le mieux prêtées à l’arasion. Par contre, les plans d’accumulation se lisent dans le bassin alors endoréique de l’Ebre comme dans celui du Duero. Le sommet des "muelas" marque le terme du remblaiement, sans précisément indiquer la fin de l’épisode morphogénétique. Les difficultés ne s’arrêtent pas là, car les mécanismes de l’érosion et de l’accumulation décrivent incomplètement les processus, et partant, l’évolution. Notre but est donc triple. Nous décrirons les éléments "simples" du plan. Mais nous montrerons que le fonctionnement de la surface est aussi géochimique. Nous tenterons enfin de saisir la graduelle évolution des processus, jusqu’à la rupture que constitue la reprise de l’érosion linéaire dans les bassins.

2Les vestiges de la surface miocène les plus "simples" sont les plans pénéstructuraux liés à l’accumulation. Ils sont corrélatifs des plans d’érosion situés en amont ; parfois un raccord direct permet de dater approximativement l’ensemble de la forme. La surface d’érosion miocène n’a pas seulement tronqué les calcaires secondaires ; elle a aussi nivelé les conglomérats tertiaires, au N comme au S de la montagne. Nous essaierons de comprendre les raisons de la spectaculaire conservation des formes du piémont sorian. Celles-ci ne se limitent pas à la frange de matériel mésozoïque ; le bassin tertiaire a, lui aussi, subi un nivellement. La surface miocène s’avère encore plus complexe. Certaines zones, au contact des accumulations du Tertiaire moyen et des calcaires secondaires, peuvent être considérées comme des surfaces d’érosion "couvertes", portant de minces placages de conglomérats à petits éléments. En outre, les signes d’une regradation de la surface ne manquent pas, témoignant ainsi de la progressivité de son élaboration, dans des conditions de faible tectonique qu’il nous reste à définir. Les zones les plus originales ont connu de lents processus géochimiques, donnant des calcaires "travertineux" et de véritables croûtes. Nous tenterons ensuite de replacer les divers avatars du plan miocène dans un cadre évolutif. Le problème majeur se pose, de la nature et de la durée de l’évolution finale du plan vallésien. Nous avons ici la chance d’observer un aplanissement aux aspects variés, qui n’est pas seulement un repère abstrait ou l’objet virtuel des mauvais épigones de W. M. Davis. Mais sa beauté, pour n’être pas idéale, n’en est que plus grande et mérite que nous nous y attardions en ces pages.

I. LES ÉLÉMENTS "SIMPLES" DE L’APLANISSEMENT

1. Les plans structuraux liés à l’accumulation

A. Muelas et calcaires lacustres

3Notre plan néogène, s’il se développe à la même période que ses homologues mésogéens, s’en distingue néanmoins. Il ne se rattache pas aux rivages de la mer miocène et à ses molasses. Son niveau de base, déterminé par le cadre endoréique de la meseta, semble l’éloigner du modèle davisien. Cependant, celui-ci fonctionne dans le système fermé qui nous préoccupe, mieux peut-être, puisque les termes de l’accumulation ne sont pas perdus. La fin du remplissage, que définit la surface structurale supérieure des calcaires des páramos, est un élément essentiel de la surface composite. Les calcaires blancs pulvérulents ou grumeleux, succédant à des argiles grises ou vertes hydromorphes, témoignent de dépôts plus palustres que lacustres. Tel est au moins le cas en Castille, dans la Sierra de Hontalbilla, mais aussi sur le páramo de l’Alto de Castro ou de la Muela de la Coruña, non loin d’Hinojar del Rey. Au S des Montes de Cervera, les tendres carbonates des buttes de Ciruelo présentent le même faciès. Près de Burgos, les mollusques fossiles de Castrillo del Val sont des Pulmonés. Les calcaires lacustres sont donc rares sur notre piémont castillan ; néanmoins les ultimes strates de la Sierra de Hontalbilla paraissent pouvoir leur être assimilées. La situation s’avère plus claire dans le bassin de l’Ebre, où la Muela de Borja est coiffée par de minces calcaires gris compacts à grain très fin, régulièrement stratifiés et contenant des restes d’algues. Ils scellent un matériel blanc moins consolidé et des argiles vert clair ou gris-pâle. Le passage aux carbonates clairs supérieurs n’est pas brusque : une transition, avec des alternances de lits rutilants et clairs, est le plus souvent visible. Elle indique un changement par à-coups de la morphogenèse, jusqu’à la réalisation du plan terminal.

4Le chimisme des dépôts clairs est assez original. Des allochèmes à rares grains de quartz, plus souvent à agrégats de calcaire sont pris dans une pâte grise où les cristaux, à peine perceptibles au binoculaire et au microscope (10 x 10/0.25), laissent penser qu’ils ont été rapidement précipités. L’ensemble est vacuolaire, ce qui explique la médiocre résistance du matériel. À ce niveau, les apports ont donc mêlé fines et solutions, celles-ci pouvant donner des produits solides par la sursaturation des zones d’arrivée, où les eaux peu profondes s’évaporaient. En plusieurs endroits, le toit des couches rutilantes présente des fentes verticales envahies par le calcaire blanc : ouvertes par une dessication temporaire, elles ont été comblées par la calcite. Cependant la sécheresse ne saurait être exagérée, comme tend à le démontrer la mobilisation pluri- ou décakilométrique des carbonates en solution, depuis les enveloppes des sierras. Même dans la vallée de l’Ebre, les minéraux argileux ne laissent rien supposer de tel. Il n’a pas été possible d’analyser les calcaires trop durs de la Muela de Borja, et seules ont livré des renseignements les argiles des niveaux sous-jacents. L’illite, accompagnée de kaolinite et de montmorillonite, domine le cortège de ces sédiments fins (96 % de l’échantillon < 50 µ). Le lecteur s’étonnera de l’absence de la palygorskite, indice des milieux confinés. Sans doute, le secteur n’est-il pas encore l’aval "ultime" lors du dépôt. L’attapulgite, qui passe pour un bon indicateur de milieux secs, n’est jamais présente. Sa fragilité rend possible sa destruction lors d’un examen, mais il paraît peu envisageable qu’elle ait été détruite dans tous les échantillons. Il semble plus logique de penser qu’elle est absente, avec ce que cela implique.

B. Des surfaces à peu près nues

5Les plus hautes des muelas ne portent que de rares dépôts, sables ou granules de quartz : il s’avère difficile d’affirmer qu’ils ont une véritable signification morphogénétique, sinon négative. C’est le cas pour les muelas de Tierga et Armantes au SE de notre terrain, mais aussi pour celles de Hontalbilla et de la Coruña, ainsi que de l’Alto de Castro, au N du Duero. Cette dernière supporte quelques calcaires mal roulés et corrodés pris au substratum ainsi que d’occasionnels allogènes quartzeux livrés par les conglomérats du Weald. Que ceux-ci soient bien roulés n’a donc rien d’étonnant, puisque l’amont a fourni des billes siliceuses. Leur faible taille -le plus gros ne mesure pas 1 cm malgré la proximité de l’Urbión- prouve par contre la difficulté des transports solides en cette fin de remblaiement. Dans la vallée de l’Ebre, seule la strate sommitale de la Muela de Borja, sur notre terrain, paraît avoir valeur de couche ultime du colmatage. La surface ne porte aucun dépôt, rien notamment qui rappelle la présence du proche Moncayo. La seule trouvaille, faite non loin de la maison forestière, est un galet altéré de quartzite de la taille du poing, qui ne semble pas issu de cette bâtisse. Peut-être devons-nous aussi considérer comme le résultat d’un apport final la proportion assez importante de sables (44 % de l’échantillon) contenue dans les argiles piégées dans les lapiés, dans la mesure où les carbonates sous-jacents en contiennent peu. Mais cela n’est pas considérable. Les surfaces structurales sont d’ailleurs inégalement karstifiées, car les dalles grumeleuses des páramos sorians se sont assez mal prêtées à cette évolution. Seuls les calcaires de la Muela de Borja ont été favorables aux processus karstiques ; ils ont permis la création de géodes syntaxiques de taille métrique et le façonnement superficiel de dolines et de lapiés. Néanmoins, l’épigenèse du calcaire, qui s’est en grande partie développée sous un sol -des trous de racines sont partout visibles-, paraît postérieure à la surface d’accumulation proprement dite.

6Les surfaces structurales dans les zones centrales des bassins se raccordent a priori aux plans d’érosion sur calcaire des amonts. Il convient cependant de dire que, dans la plupart des cas, le lien est virtuel, les hautes muelas étant détachées de leurs racines par l’érosion. Le pointillé n’est pourtant pas abusif, puisqu’en plusieurs endroits, le plan d’accumulation prolonge la zone érodée. Certes, les coupes témoignent de situations de bordure plus complexes qu’à l’ombilic des bassins, en raison de l’éventualité de la regradation. Mais la réalité est bien là. Ainsi, sur le piémont méridional des Montes de Cervera, passons-nous de plain-pied du pédiment qui arase le Crétacé, au plateau de la Gracia armé par les calcaires blancs. Il en va de même, du pied de la Sierra de la Herrera à la Muela de Tierga, et entre les deux, au col du Temeroso (N de Soria au Burgo de Osma) ainsi que sur le rebord sud-occidental de la Sierra de Miñana (fig. 20).

2. La surface d’érosion sur calcaires et conglomérats

A. Quelques lambeaux sur le plémont septentrional

7Au pied de la Demanda, une forme d’érosion nivelle conjointement les conglomérats tertiaires et l’affleurement des roches mésozoïques situé au N de la Demanda. Le fait n’est pourtant pas fréquent dans la vallée de l’Ebre, en raison du fort affouillement subi par le bassin. Les lambeaux de l’aplanissement miocène se repèrent dans des zones protégées. À proximité du Tirón, ils doivent leur maintien à une position en interfluve entre les réseaux du Duero et de l’Ebre. Mieux encore : ils ont été coupés de la Demanda grâce au creusement de la dépression périphérique dans le Keuper. La dissection a donc été limitée dans la mesure où les écoulements susceptibles de courir à sa surface ont perdu leur têtes bien alimentées par les bassins-versants imperméables de la haute sierra : les ríos ont été détournés au profit du Tirón, de l’Oja et du Cardenas. Le haut paléopiémont d’érosion a été partiellement conservé, par exemple à proximité du col séparant le Tirón du Ciloría. Mais les formes nettes ne sont pas très étendues car l’érosion régressive a, vers le N, tailladé les Montes de Yuso.

8Un élément de plan d’érosion plus vaste et surtout bien net, celui du Llano de la Turquilla, se repère en amont du Serradero. Son âge ne fait aucun doute, malgré ses 1 400 m d’altitude. Il ne peut s’agir d’un témoin de la vieille surface SO, car il nivelle aussi bien les conglomérats grossiers miocènes du type "Navas" que les calcaires jurassiques disposés en un anticlinal serré aligné SSW-NNE. Les structures faillées de la bordure d’Anguiano, sous le Muélago, sont aussi arasées par le plan qui bute sur les contreforts de la Sierra de Camero Nuevo. La conservation du plan tient à sa position entre Najerilla et Iregua mais la lithologie joue ici un rôle décisif. Les calcaires résistants du Jurassique sont particulièrement perméables du fait d’une importante fracturation. Ils sont aussi très karstifiés et l’érosion linéaire n’a pu développer son emprise. Sur les conglomérats grossiers, la dissection en serres est intense et les restes de la surface sont bien plus étroits, quand ils sont encore reconnaissables, ce qui paraît être le cas à l’W et au NW du Llano de la Turquilla. De plus, la très forte altération de la roche en place, visible sur les lanières du Cocote de la Risca et de la Piedra Hincada rend difficile l’identification du plan ou de ce qu’il en reste. Le problème devient maximal sous le Serradero, dont le plan sommital se situe 100 m au-dessus du Llano de la Turquilla. D’une part, les observations sont contrariées par le dense manteau forestier, d’autre part, lorsque des ravins le saignent, un matériel épais, orange, totalement décarbonaté apparaît, comme le montre le ravin de los Pinos, au S du nouvel émetteur de radiotélévision. Il y a là d’autres problèmes que ceux soulevés par le seul plan miocène. Nous les réservons donc pour une étude ultérieure. Dans ce même secteur, des lambeaux aplanis peuvent lui être aussi rattachés, certains de façon hypothétique, comme le Cerroyera (1 406 m), d’autres plus sûrement, comme celui du Collado de Valleluenga. Mais l’altitude de ce dernier (1 260 m à moins de 2 km du Llano de la Turquilla) induit à nouveau des interrogations qui sortent du cadre de ce chapitre...

Fig. 20 : La surface d’accumulation miocène en Castille

9Plus à l’E, il est possible, ici ou là, de reconnaître des restes probables de la surface miocène. Les sierras de Camero Viejo et de la Bellanera, intensément disséquées, n’en portent que peu de vestiges. Il en existe cependant à leur périphérie, par exemple le sommet tronquant les calcaires et marnes bariolées wealdiens de la Sierra de las Cabezas, au SE de Cervera del Río Alhama. Ce sont aussi les courts pédiments nivelant les calcaires secondaires marins autour des dépressions d’Olvega et de Matelebreras, qui s’intercalent entre la Sierra del Pégado et du Moncayo. S’ils s’intègrent bien dans un plan que l’observateur se plaît à reconstituer de loin, ils ne présentent que trop rarement, sur place, des caractères bien nets, sauf à l’W de Débanos et au S d’Agreda où la surface d’érosion connaît quelque extension. Plus à l’E encore, nous en retrouvons de courts éléments sur le piémont nord de la chaîne, par exemple au N de Talamantes, mais aucun n’atteint une ampleur conséquente. Seul le pédiment sud-occidental de la Sierra de la Herrera, en relation avec la surface d’accumulation des calcaires clairs de la Muela de Tierga, s’étend de manière significative. Le plateau situé entre Oseja et Tierga, sur l’autre rive de l’Isuela, quoique mal conservé, doit lui être assimilé. Mais les grandes et spectaculaires topographies aplanies ne se trouvent pas dans le domaine drainé par l’Ebre, trop agressif. C’est en Vieille-Castille, notamment autour de Soria, que nous les observons.

B. La surface d’érosion sur calcaires en Castille

10Elle s’étend largement sous les chaînons résiduels portant les restes de SO, en particulier au S de la Sierra de Cabrejas, où elle subsiste, presque intacte, sur plus de 60 km2. Elle y nivelle pour l’essentiel les calcaires du Crétacé supérieur. Des embayments intramontagnards existent parfois, lorsque la lithologie le permet, par exemple dans la dépression de Canales, entre Demanda et Urbión. Elle s’y est formée au détriment du Lias coincé entre les deux massifs. Nous la suivons aussi sur les bords de la vallée méridienne du Tera, au N de Soria : elle y arase les calcaires et grès du Weald près d’Almarza, s’engageant en doigts de gant dans la montagne. Dans le détail, elle est constituée de cônes d’érosion très plats et tendus, comme le prouve le parcours de la route d’Abéjar à la Venta sur l’aplanissement de Villaciervos. Ce dernier seul est assez vaste pour que ce caractère apparaisse clairement. Le plan lui-même résulte de la coalescence de ces formes particulières. À sa surface, les dépôts allogènes sont rares et se limitent à quelques billes de quartz coincées dans les lapiés. La dénudation n’est cependant pas totale, puisqu’au N du village de Las Fraguas, le long du chemin de La Mallona, la terra rossa de quelques dolines contient du matériel allogène : galets de quartzite (10 cm de diamètre maximum) et billes de quartz. Enfin, les calcaires crétacés sont souvent tachés par des enduits noirs et très durs ferromanganésiques qui indiquent une évolution paléopédologique, conjointement aux trous de racines qui percent les bancs calcaires.

11La conservation des formes résulte de la lithologie, et l’explication avancée pour le Llano de la Turquilla -couplant résistance et perméabilité- tient ici, avec quelques nuances. Un premier facteur d’originalité est la coupure quasi-totale des amonts obtenue par l’affouillement des grandes combes à cœur gréso-sableux du Duero et de l’Arlanza. Le phénomène est régional, bien plus considérable que celui décrit au N de la Demanda. Seules quelques rivières épigéniques -Avioncillo, Lobos, Arlanza- continuent de drainer le secteur, mais elles passent, indifférentes, sous la surface d’érosion miocène qu’elles incisent en gorges. Autre différence avec la bordure nord : la karstification des calcaires crétacés, qui arment ici le plan, reste réduite. Les intercalations de marnes et surtout la base marneuse cénomanienne, si elles n’empêchent pas la perméabilité superficielle, ont à l’évidence entravé la dissolution profonde des carbonates. La richesse en kaolinite de la terra rossa (50 à 70 % des échantillons) doit d’ailleurs faire penser au poids des héritages autant qu’au produit résiduel d’une décalcification in situ dégradant la surface d’érosion. Cependant, cette dernière peut avoir subi une franche incision lorsqu’elle arase un cœur anticlinal tendre, comme le prouve la création de la combe annulaire de la Cuenca, évidée au S de la Sierra de Cabrejas ou des conglomérats tertiaires peu résistants. Mais ceux-ci sont parfois assez cohérents pour induire le maintien de la forme.

C. Les éléments de surface d’érosion sur les conglomérats sorians

12Ce sont d’abord les couches paléogènes, jusqu’au conglomérat de Deza inclus, qui sont concernées. Il est aisé d’y observer le résultat du nivellement, dans la mesure où elles sont fortement plissées au N du bassin de Soria. Sur les bords de la cuenca, la surface sur conglomérats s’inscrit souvent dans le prolongement direct du niveau érodé des calcaires crétacés. Les cas sont très nombreux. Nous n’en retiendrons donc que quelques-uns, par exemple au N du village de Peroniel del Campo, près des Cuevas de Soria, ou sur la crête située entre Almazul et Ledesma de Soria. Mais l’aplanissement majeur se trouve aussi dans le bassin tertiaire lui-même. Il se perche et s’étend sur des cerros plurikilométriques comme celui des Llanos, au S de Castil de Tierra ou de Nomparedes, où les conglomérats pendant à 55° N 320, sont impeccablement biseautés par la topographie sommitale (fig. 21). Il est plus difficile de conclure en ce qui concerne les conglomérats grossiers, car ceux-ci, vers l’aval, ne sont affectés que de pendages insignifiants, par exemple sous l’Altroz, à l’W d’Embid de Ariza. De plus l’altération, les couvertures remaniées de rañas, compliquent l’analyse et les modalités d’évolution, complexes, rappellent en partie les problèmes vus au Serradero. Mais à l’amont, près de Soria, où ils sont parfois redressés à la verticale, il ne fait aucun doute que les conglomérats néogènes ont subi une véritable arasion. L’aplanissement est par exemple visible sous la Cañada de las Pajuceras (1 150 m), puisque la tranchée du contournement nord de Soria montre la troncature des strates très grossières presque redressées à la verticale. Certes, l’aspect en est plutôt dégradé et supporte mal la comparaison avec ses homologues sur Crétacé, d’autant que le taillis de chêne pubescent vient brouiller les observations. Mais la réalité est incontournable ; nous la retrouverons avec l’étude des rañas.

Fig. 21 : Les éléments de surface d’érosion sur les conglomérats du bassin de Soria

13Les plans en bon état de conservation, sur les assises cénozoïques, se cantonnent donc sur les conglomérats de Deza, bien consolidés et exclusivement calcaires. Ils "miment", par leur comportement, les carbonates jurassiques et crétacés dont ils sont issus. La longue échine nivelée qui longe au SW la vallée du Henar en est une bonne illustration. Lorsque les hasards du dispositif structural ont permis à l’érosion d’atteindre un matériel moins résistant, par exemple au niveau de l’anticlinal que coupe le Rituerto en aval de Gómara, le déblaiement ultérieur a eu raison de la surface. Tout n’en est cependant pas perdu : il reste des formes appalachiennes, des crêtes avec d’étroits lambeaux du plan majeur, tant à proximité de Gómara et Búberos à l’E, que de Navalcaballo, au S de Soria. De telles formes sont banales, car il en existe l’équivalent dans les zones d’affleurement des couches wealdiennes, depuis le lac de la Cuerda del Pozo jusqu’à la dépression de Salas de los Infantes. Mais elles surprennent plus volontiers dans le bassin tertiaire, trop vite assimilé à une aire de seul dépôt, que dans les secteurs d’immédiat piémont de la montagne.

3. Les courts pédiments sur les roches anciennes

A. Des formes courantes mais peu étendues

14Le socle paléozoïque est localement rogné par la surface d’érosion miocène, comme nous pouvons souvent le constater dans la partie occidentale de la Demanda. Les bords orientaux de la dépression intramontagnarde de l’Arlanzón, le piémont du Casarejo sont en effet aplanis sur une courte distance, quelques centaines de m tout au plus. Dans le premier cas, il s’agit d’une forme correspondant à la lisière d’un embayment établi sur le matériel carbonifère moins résistant, aujourd’hui recreusé par érosion différentielle. Son extension longitudinale est réelle, malgré les coupures actuelles nées de l’incision des torrents qui dévalent du San Millán. Nous y trouvons des résidus alluviaux siliceux altérés qui se raccordent probablement, au-delà de la vallée noyée par le lac de barrage d’Urquiza, aux rañas des Montes de Oca. Le long du Casarejo, la banquette d’érosion qui mord les solides quartzites du Cambrien inférieur est par contre dépourvue de dépôts, sauf à proximité des rivières épigéniques. Celles-ci -ríos San Mulán, Valdierre, Pedroso- ont scié l’échine de socle et ensuite contribué à l’alimentation du piémont en rañas, ces dernières débordant occasionnellement sur le pédiment au niveau des pertuis. L’érosion, en faisant légèrement reculer les versants en roches anciennes, a aussi nivelé les failles bordières, mettant en parfaite continuité les enveloppes secondaires et le noyau primaire. Cet effacement des accidents périphériques est partout vérifié dans cette zone, jusqu’à l’E d’Ezcaray. À Pazuengos encore, le replat dans le socle, sur lequel s’était installé le forage pétrolier, n’est pas dénivelé par rapport à celui de Fonfría, sis sur les calcaires secondaires. La saignée ouverte dans les marnes et argiles triasiques y est assez étroite pour ne pas gêner l’observation qui montre l’absence d’un rejeu récent de ces contacts tectoniques.

15Il arrive cependant que la surface d’érosion s’étende sur le socle, ainsi qu’il est aisé de le voir dans la branche sud-orientale de nos montagnes, à proximité de Cetina. Au NE de la Sierra de Miñana, l’aplanissement (1 000 m) sur calcaire crétacé se prolonge sur les schistes, sans aucun hiatus. L’extension du plan serait encore considérable, si son aspect originel n’avait souffert de l’incision des ríos Regatillo et Carabán, surimposés sur celui-ci. Il en reste néanmoins de grands lambeaux, sous l’Alto Cruz, au Cerro de Reznos, le long de la piste qui mène de Deza à Torrijo (près de l’acequía Caminegro), et à l’E du Regatillo (du Campo Alavés à la Finca de los Futbolistas). Ici, sont rabotés des schistes du Cambrien supérieur, contenant peu de bancs quartzitiques et surtout fracturés, jusqu’à pouvoir être débités en crayons d’une dizaine de cm de longueur. Les matériaux allogènes manquent et seuls sont présents des éclats non roulés du substratum. Localement, le façonnement du plan a été facilité par le fait que la surface prétriasique, retouchée avant l’Albien, n’est pas loin de lui correspondre, notamment près de Reznos et à l’E de Cihuela : le calcaire discordant a été coffré par le môle schisteux. Mais le fait majeur est plutôt lithologique. Un fragment de socle aussi peu résistant est chose rare, dans nos Celtibériques...

B. La décisive influence de la lithologie

16Le système d’érosion qui a présidé à la planation miocène n’a pu entamer sérieusement les roches très cohérentes et siliceuses du socle paléozoïque, alors qu’il s’est révélé efficace dans les domaines de carbonates compacts. Les masses quartzitiques de la Demanda, de ses annexes et du Moncayo ont été, à leur pied, à peine écornées. De plus, les versants des reliefs résiduels, alors fort modestes au dessus du piémont, n’avaient pas une vigueur telle qu’ils puissent être profondément entamés. Certes, le socle du Carabán a été arasé, mais sa fragilité manifeste le rend incomparablement plus vulnérable que les autres blocs de matériel primaire. La capacité de résistance des roches siliceuses compactes n’est d’ailleurs pas propre aux seuls orthoquartzites du Cambrien ou quartzites de l’Ordovicien. Les conglomérats siliceux de l’Urbión peuvent supporter la comparaison, puisque la surface miocène vient aussi buter à leur pied, comme nous le constatons au N de la dépression de la Cuerda del Pozo (replats de la Dehesa Boyal). Mais le raccord est moins marqué en raison d’un dispositif structural différent.

17En effet, les contacts du socle primaire avec les calcaires secondaires se font souvent par l’intermédiaire de failles, génératrices de brusques oppositions lithologiques. Cela contribue à augmenter le contraste topographique entre le piémont bien plan et les premiers versants, que raidit encore un peu la banquette qui mord les quartztites. La différenciation est plus chimique que mécanique, les calcaires résistants du Lias ou du Dogger étant nivelés, alors que les masses siliceuses sont conservées. Ce dispositif est net sur le piémont du Casarejo. La prépondérance de l’évolution chimique se vérifie surtout lorsque se perfectionne le plan d’érosion, puisqu’à l’aval, les dalles carbonatées des muelas contiennent peu de silice, au mieux des sables. Mais le processus semble entamé dès le dépôt des couches rouges argilo-calcaires d’Escobosa, avant le terme de l’histoire du remblaiement que traduit l’aplanissement composite. Cela conduit à penser que les processus géochimiques tiennent une grande place dans l’histoire de l’aplanissement.

II. Zones de transit et aires géochimiques

1. Surfaces couvertes et voiles alluviaux

A. Les surfaces couvertes

18Le plan d’érosion majeur tronquant les calcaires crétacés n’est pas, à l’aval, complètement nu. Trois situations principales doivent être distinguées, qui ont une réelle signification, malgré les faibles superficies concernées. La zone de transition peut être couverte par de minces placages de conglomérats à petits éléments, comme nous le montre le plan (1 125 m) visible au S du village de Malanquilla, sur le bord septentrional du bassin de Calatayud. Localement, il existe sur le Jurassique arasé des taches de conglomérats à éléments calcaires mal roulés, de provenance locale, pris dans un ciment rose carbonaté cohérent. Les quelques poches karstiques de la surface "nue", au-dessus du col situé à l’E de Torrelapaja, contiennent aussi des ciments de ce type, dont nous avions espéré, mais en vain, qu’ils seraient fossilifères. Ailleurs, la couverture se révèle gréseuse : le cas se présente à l’W d’Hontoria de la Cantera (950 m), au S de Burgos, où des grès ocres à ripplemarks, constitués de sables et de petits graviers, viennent sur quelques dizaines de m, sceller les calcaires crétacés nivelés. Le dernier cas de figure n’est pas le moins curieux et s’observe par exemple près du village de Calatañazor. La surface d’érosion sur calcaires secondaires, karstifiée, est habillée par des calcaires qui débordent depuis un chenal assez creusé. Le fond de ce dernier est encore rempli par des matériaux conglomératiques, passant vers le haut à du matériel gréseux disposé en lentilles irrégulières. Au sommet (1 070 m) sont des calcaires plutôt lacustres à interbancs sableux, puis des massifs à pendage nul, dont le dernier mètre repose en discordance sur le secondaire, voire les conglomérats paléogènes plissés et tronqués.

19De ces dépôts, il est tentant de faire, comme nous y invite le paysage de Calatañazor, un faciès de débordement des accumulations du bassin sur un plan d’érosion déjà proche de la perfection. Leur aspect incite aussi à penser à une mise en place encore mécanique quoique peu dynamique. Les chenaux visibles sous les calcaires sont sableux, et n’ont emprunté qu’au Weald peu résistant du secteur de la Cuenca. Le matériel conglomératique lui-même n’est jamais grossier et les petits ripple-marks des grès d’Hontoria ne nécessitent pas de grands déploiements d’énergie. De plus, les processus en cause semblent n’avoir eu que des actions locales, témoignant déjà d’une relative atonie de l’évolution morphogénétique. Il existe néanmoins des traces de phénomènes plus actifs, encore une fois limitées dans l’espace, et visibles sur le piémont occidental de nos sierras.

B. Sillons d’érosion et voiles alluviaux

20Les sillons d’érosion, que nous nommons ainsi faute de les pouvoir mieux désigner, sont des formes assez rares. Ce sont des creux peu profonds, allongés dans le sens général de la pente de la surface d’érosion, incisés dans le soubassement crétacé. Ils sont comblés par des galets calcaires et plus rarement de quartz, ces derniers étant de petite taille. Quelques blocs peuvent atteindre 30 cm de grand axe. La matrice argileuse est très brune et calcaire, ce qui n’offre pas la possibilité de les distinguer par le biais d’une végétation spécifique. Es s’observent notamment au pied de la Sierra de Covarrubias, sur le plateau situé entre Santo Domingo de Silos et la vallée de l’Arlanza. Seules les coupes de la route nous les montrent, car une épaisse garrigue rend impossible toute cartographie de contours précis. La carte géologique au 1 : 50 000 de Santo Domingo de Silos en figure un de façon approximative mais acceptable étant donné les difficultés pratiques. Il y est noté comme un ensemble de galets polygéniques. Il y en a d’autres, par exemple au lieu-dit Los Carriles, près du km 47 de la route de Covarrubias à Santo Domingo de Silos, mieux cimentés par la calcite qui emballe des galets de quartzite rubéfiés et des dragées de quartz. Ces paléoformes peuvent a priori être interprétées de deux manières. Soit elles constituent les restes d’un réseau hydrographique fossile miocène dont l’aplanissement n’a laissé que des vestiges aux confins des zones d’érosion et d’accumulation, soit elles sont une forme originale liée au fonctionnement de la surface. Il est délicat de de se décider sur de rares exemples, mais il nous semble que la deuxième hypothèse est la plus plausible. Près des Carriles en effet, un matériel semblable à celui contenu dans le sillon érodé est étalé sur la surface d’érosion, sans toutefois la masquer.

21Ces voiles alluviaux s’avèrent d’ailleurs assez répandus à la bordure aval de ces plans d’érosion. Ils se composent de galets calcaires plus ou moins roulés, répartis en taches diffuses et parfois mêlés de quelques sables. Toujours au S de Covarrubias, le plateau du Monte Majadal (1 030 m) en offre une bonne illustration. Mais ces dépôts disséminés se retrouvent aussi sur la bordure E de la route de Mercerreyes, au N de Covarrubias. Ils font penser à des restes d’un transit local, incomplètement déblayés lors du façonnement final de la surface d’érosion. Certes, nous avons trouvé des galets allogènes, mais à proximité des couloirs des rivières épigéniques : lorsque la sierra résiduelle de Mamblas fait écran, ceux-ci deviennent rares, et nous passons à la surface d’érosion de piémont, raclée de toute alluvion. Les formes et dépôts sont marginaux, dans tous les sens du terme. Pourtant, situés dans une zone charnière, ils aident à comprendre une partie des dynamiques qui ont contribué à la l’achèvement du plan néogène. Nous sommes en effet certains que celui-ci résulte d’une progressive regradation qui a participé à sa perfection.

2. Les aires regradées

A. Regradation des calcaires secondaires

22Les formes que nous avons décrites sur les bords de la surface d’érosion et les sédiments qui leur sont associés, relèvent pro parte de la remontée du niveau de remblaiement. Mais nous découvrons aussi les signes indubitables d’une érosion postérieure aux derniers dépôts locaux. À Malanquilla par exemple, les résidus subsistant dans les fentes karstiques peuvent avoir été isolés par un ponçage de la surface postérieur à leur mise en place. Autant qu’à un ultime apport, les placages correspondraient alors à des zones pas totalement décapées de leurs couvertures miocènes -voiles alluviaux ou manteaux d’altération-lors d’une regradation du substratum calcaire. Toujours au S du Moncayo, une confirmation semble venir de l’examen de la surface (1 150 m) proche de la route de Ciria à Borobia, près de la Peña Roja. Le plateau tronque les calcaires jurassiques qui sont dépourvus de couverture alluviale. Une étude plus longue et attentive permet cependant de trouver quelques galets. Ce sont des grès en provenance du Moncayo, très rares et altérés. Les autres résidus, peu ou pas roulés, signalent le ponçage de taches de matériels créés in situ et piégés dans les dolines à peine marquées ou les lapiés. Nous trouvons ainsi, à l’W du km 3, sous une forêt claire de chênes, de menus restes d’une sorte de grès rutilant à gros grain de quartz. Ils n’adhèrent pas aux calcaires sous-jacents, comme au S de Malanquilla ; ils semblent toutefois participer du même type de matériel rubéfié.

23Les vesdges sont rares, mais ils prouvent une évolution de l’aplanissement sur calcaires après sa réalisation principale. Les processus de récurage ont nettoyé la forme proprement dite, sans que nous puissions préjuger de ce qui a été emporté, tant en quantité qu’en qualité, en raison de la faiblesse de ce qu’il en reste sur le terrain. À l’W de Soria, cela est encore plus vrai, même si d’autres indices y attestent de la réalité du phénomène de regradation. Il est donc difficile de décrire sur ces seules bases la lente poursuite du façonnement et plus encore d’en dire la limite chronologique. Les causes nous apparaissent plus clairement. Il semble nécessaire d’envisager la poursuite de faibles déformations pour expliquer le regrattage du plan nivelant les calcaires secondaires. Mais encore une fois, les preuves nous manquent ici. Il nous faut les chercher en aval, et montrer que les matériaux miocènes les plus récents de nos piémonts ont à leur tour subi une arasion.

B. Un phénomène affectant aussi les páramos

24Les secteurs où le fait est avéré sont fort rares, car la conservation des calcaires des páramos est meilleure au centre des bassins que sur leurs bords ; d’autre part la tectonique est discrète dans les dépôts du Néogène supérieur. Il nous faut donc revenir sur un fait que nous avons déjà évoqué, pour d’autres motifs, dans le chapitre précédent. Le plateau de La Abadesa, au S de Burgos, armé par les calcaires blancs datés grâce au gisement à macrofaunes "vindoboniennes" n’est pas réellement structural, puisque les strates ont subi un indiscutable biseautage (Birot, 1964, p. 195) après leur déformation. Cela implique une poursuite, même très atténuée, de l’érosion en amont, en particulier sur les calcaires crétacés de la Sierra de Covarrubias. À Castrillo del Val (fig. 22), le sommet de la butte est trop étroit pour tirer d’aussi nettes conclusions, mais les calcaires blancs, de part et d’autre du Castrillejo, sont en position légèrement synclinale alors que le replat supérieur est bien plan : sa regradation est vraisemblable. Les autres muelas que nous connaissons, notamment à proximité du Duero, semblent plus volontiers structurales. Dans le bassin de l’Ebre, l’examen de la Muela de Borja n’apporte guère de certitudes. Au N du col emprunté par la route de Borja au Buste, près de la tête du ravin d’Arbolitas, la couche grise métrique qui scelle la série sédimentaire s’efface pour laisser affleurer les argiles claires sous-jacentes. Mais ailleurs, par exemple au Raso Bajo, la surface est toujours armée par le même calcaire lacustre. Est-ce à dire que l’hypothétique zone regradée a disparu, précisément parce qu’elle a facilité l’incision du Barranco de Arbolitas ? Rien n’interdit de le penser, mais aussi de l’affirmer, dans la mesure où l’érosion ne tronque pas les bancs sur une épaisseur décisive.

25Dans la vallée de l’Ebre, un autre problème est à prendre en compte. La réalité des déformations conduisant à la regradation du matériel tertiaire est contestable, car les gypses infraposés peuvent aisément contribuer à la déformation des assises supérieures. Cela est d’autant plus vrai que l’exemple que nous avons proposé est de faible extension. Certes, d’authentiques ondulations affectent au SW la Muela de Borja, et relèvent les calcaires terminaux ; mais elles n’ont pas été nivelées et sont donc postérieures à l’achèvement définitif du plan miocène. Le doute subsiste... La regradation de la surface composite, quoique certaine, n’est donc pas facilement mise en évidence. Mais ces formes, dans leur ensemble, ne se comprennent que dans le cadre d’une lente évolution : une déformation trop rapide ou sensible aurait induit une incision du plan. Cela est également vrai lorsque la géochimie a commandé les aspects actuels de l’aplanissement. Les zones où nous pouvons prouver son action se révèlent d’ailleurs, et de loin, plus répandues que celles, assez originales, étudiées dans le présent paragraphe.

Fig. 22 : Les indices d’une regradation des calcaires miocènes

3. Importance des domaines géochimiques de piémont

A. Zones de transition à calcaires travertineux

26Leur présence est assez courante en Castille, que ce soit sur les bords méridionaux des grands plans d’érosion de Cabrejas, ou sur ceux des dépressions de Pinilla del Campo et d’Olvega. Trois sites se prêtent bien à leur observation, mais l’énumération n’est pas restrictive. Il s’agit d’abord du col du Temeroso (1 097 m), non loin de Calatañazor, (parking sur l’ancienne chaussée de la N 122 au km 186.5). Les calcaires sont peu épais -1.5 m à 3 m au maximum- et leur base, en contact avec l’argile rouge miocène ou les calcaires secondaires, est très vacuolaire (fig. 23). Elle présente des pendeloques de calcite qui se brisent sans mal au marteau. Au-dessus se trouve une masse ocre jaune, souvent terreuse, percée de fins canalicules de calcite à cristaux rayonnant autour d’un vide central. Seule la partie supérieure est résistante. La masse calcaire, à traces de végétaux, est compacte. Cette stratigraphie de détail est aussi visible à l’W de Pinilla del Campo, en empruntant le chemin d’Esteras de Lubia. La formation doit être abondante à l’aval de la dépression, puisque les labours en arrachent et en remontent partout des blocs, mais elle n’est pas régulièrement cohérente. Sur les bords, elle passe à des calcaires plus massifs avec une surface à résille de calcite, notamment sous le versant de la Sierra de la Pica, où ils prennent l’allure d’une croûte. Nous n’avons donc pas affaire à une strate strictu senso, mais à un dépôt plus complexe résultant de processus géochimiques. Cela se voit aussi en lame mince (G=10x 10/0.25). Quelques grains noirs et rouges non automorphes sont inclus. Mais l’essentiel de l’échantillon est formé d’une pâte micritique grise, veinée de dendrites noires se ramifiant autour de microtubules, probablement développés à partir d’anciennes radicelles. Certains sont remplis de sparite plus transparente, témoignant d’une évolution ultérieure, que confirment des plages oxydées à la périphérie de canaux de plus grand diamètre. Une même histoire peut être racontée autour de la dépression d’Olvega-Matalebreras, où les calcaires "travertineux" scellent les argiles rouges calcaires à chenaux alluviaux, mais aussi les franges de la surface d’érosion, par exemple au S de la route de Fuentes de Agreda (1 020 m). Près d’Añavieja, les calcaires de la Muela, appuyés sur des marnes ocre-pâle au-dessus de la bascule municipale, paraissent relever de ce type de matériel plus que des classiques dalles claires des bassins.

Fig. 23 : Les "travertins" castillans, observés à différentes échelles

27Les causes de l’accumulation des carbonates paraissent liées au changement de substratum, en raison de la localisation particulière des calcaires "travertineux", sans que la condition soit toutefois suffisante. Si elle l’était, nous devrions en trouver partout au contact des calcaires jurassiques ou crétacés et des sédiments néogènes, ce qui n’est pas le cas. À chaque fois, les possibilités de fourniture en eau ont apparemment favorisé le développement du phénomène. À Calatañazor, nous sommes tout près du paléochenal remblayé par les calcaires lacustres déjà décrits plus haut. À Pinilla del Campo, le drainage est limité à l’unique exutoire du Rituerto par le col de Jaray. Il en va de même pour la cuvette de Matalebreras, dont les eaux sont, et n’étaient évacuées que par l’étroit passage d’Añavieja. Dans ces deux dépressions, les calcaires "travertineux" se sont établis vers les avals, ce qui nous fait penser que le resserrement de la circulation des eaux -avec effet de barrage ? - à la hauteur des permis a joué un rôle non négligeable. Nous imaginons donc une évolution géochimique palustre ou semi-lacustre, résultant d’une saturation progressive en carbonates et de précipitations favorisées par la présence de végétaux. Nous aimerions associer à cette reconstitution un cadre paléoclimatique, même si, en l’occurrence, ce dernier s’avère plutôt secondaire. Mais l’étude de ce matériel n’apporte pas grand-chose au tableau des paléoenvironnements déjà dressé à l’aide des microfaunes. L’analyse des argiles de Pinilla del Campo (K=30 %, I=70 %) ne livre pas de renseignements déterminants : l’abondance de kaolinite dans un milieu a priori mal drainé s’explique mieux par sa fourniture depuis les amonts wealdiens et crétacés, que par une néoformation significative de l’ambiance climatique. Nous avons cependant constaté que les calcaires "travertineux" passent à des croûtes qui supposent une réelle sécheresse...

B. Croûtes et secteurs d’épigénie du calcaire

28Toujours en Castille, des croûtes parfois épaisses, plus ou moins cohérentes, viennent épigéniser des substratums variés. Il paraît bien peu logique d’en faire le résultat d’une évolution quaternaire, car nous ne les observons que sur les plus hautes des topographies planes. Au pied des sierras du Costanazo, elles prolongent directement la surface d’érosion tronquant les calcaires crétacés. Il est donc nécessaire d’y voir la conséquence de processus en rapport avec l’élaboration ou la retouche du plan miocène. Nous ne leur donnons pas un âge "plio-villafranchien", comme J. Vaudour dans la région de Madrid (1989).

29Le Pliocène -nous y reviendrons- est ici trop humide pour que de telles croûtes s’installent. Les traces d’épigénie sur les calcaires secondaires sont rares. Au N de Fuentearmegil, près de la Sierra de Nafría, l’anticlinal arasé de la Reposera montre une altération de la roche avec apparition de cloisons de calcite en forme de résille. Dans le col qui relie la dépression de Pinilla del Campo à Esteras de Lubia, les calcaires "travertineux" se raccordent à une croûte massive de teinte très claire. Elle est cependant peu épaisse, et les calcaires crétacés sous-jacents de la Sierra de la Pica réapparaissent souvent. Nous n’en voyons que des restes, car nous retrouvons des fragments rubéfiés de cette croûte mêlés à des colluvions argileuses ocre vif, en direction d’Esteras.

30Sur les conglomérats tertiaires du bassin de Soria, les encroûtements s’affirment mieux. Sur le Cerro de San Cristobal, au NE d’Almazán, le chemin de Nepas à la Paridera de Juncos Gordos montre que l’essentiel du volume de cette haute butte (1 170 m) est au N armé par des grès à gros grains jaunes, puis gris, pendant à N 210. Le sommet est scellé par une cinquantaine de cm, parfois un mètre, de croûte zonaire rubanée très dure qui enveloppe les molles ondulations de la topographie sommitale d’aplanissement. Les grès et leur couverture carbonatée sont percés de nombreux trous de racines. Ce même type de ciment carbonaté pelliculaire est visible à proximité de Fuentecantos, au N de Soria (fig. 24). Au S du village (1 030 m), il habille un dos de terrain, dont l’érosion ultérieure a détruit la partie orientale, révélant les argiles rouges à petits galets rubéfiés sur lesquelles il s’appuie. Un microcrêt indique l’épaisseur des carbonates, qui ne dépasse guère 50 cm. Leur face inférieure, le concrétionnement de la calcite en pendeloques rappelle le mur des calcaires "travertineux". La tranche en est par contre très différente. Le calcaire massif, qui sonne clair au marteau, présente un feuilletage rose et blanc. La surface, toute en bosses et vasques, crevée par le passage de racines, présente un toucher karstique. En lame mince, sont parfois visibles des structures rappelant les "travertins" de Pinilla, avec les dendrites ferromanganésiques ramifiées traversant une pâte micritique grise. Mais il y a aussi de grands chenaux bordés par des feuillets stromatolithiques pouvant faire penser à une calcification algo-bactérienne, comblés ensuite par des croissances sparitiques (Freytet et Verrecchia, 1989).

Fig. 24 : Les faciès des encroûtements miocènes autour de Soria

31L’évolution géochimique a enfin affecté les argiles rouges horizontales les plus récentes de la Cuenca, avec des résultats variables. La surface miocène de l’Alto del Castellano (1 068 m), au-dessus du gisement vallésien d’Escobosa, est un plan d’encroûtement du matériel détritique rutilant. Les petits galets de calcaire sont "digérés" et des auréoles montrent la progression de l’épigenèse. Les plus gros ne sont pas complètement détruits. Les graviers siliceux, superficiellement rubéfiés, ne semblent pas touchés par l’agression. En lame mince, nous observons de nombreux ooïdes de taille variée, avec un nucléus sparitique entouré d’une enveloppe régulièrement zonée à liserés noirs. Les secteurs contenant les sparites, tachés par un plasma ferrugineux orangé, ont été établis aux dépens des micrites. Celles-ci semblent retravaillées par les ooïdes, elles-mêmes réorganisées en fibres syntaxiques. C’est dire la complexité de l’évolution chimique de cette croûte perlitique (Verrecchia et Freytet, 1989). Lorsque le substratum est moins argileux, la prise du ciment carbonaté est moins efficace, comme nous avons pu le constater au pied de la Sierra de Costanazo, sur le Tablado d’Almazul (1 040 m). Le matériel sablo-argileux miocène, qui recouvre en discordance les conglomérats de Deza, n’a pas systématiquement permis la consolidation de la croûte. Au S de la Canada Hermosa, la dalle zonaire passe à des secteurs de moindre résistance, grumeleux. Sous ces derniers, le front d’épigenèse est facile à lire dans la roche-mère rutilante. Au total, la position initiale de ces aires d’évolution géochimique est celle de dos de terrains peu marqués, les points les plus bas des paléotopographies étant occupés par les zones d’accumulation lacustre, et les éléments intermédiaires par les zones à calcaires "travertineux" (fig. 25). Les croûtes, quoique minces, ont été conservées grâce à leur extrême compacité. Elles forment encore des manteaux clairs résistants qui protègent aujourd’hui des buttes des attaques de l’érosion. La surface composite est en fin de compte le résultat d’une somme de nombreux processus, variant dans le temps et l’espace. Sans doute le mot aplanissement rend-il compte de leur fin dernière ; mais il reste un pur concept. Notre terrain permet au contraire de tenter de faire revivre au lecteur les étapes qui conduisent à sa réalisation.

Fig. 25 : Les éléments conservés de la surface composite miocène

III. UN ESSAI DE PERCEPTION DE L’ÉVOLUTION

32Nous avons essayé, dans le chapitre consacré au remblaiement et aux déformations miocènes, de reconstituer l’histoire géomorphologique des sierras et de leur bordures. Il n’est évidemment pas question ici de débattre à nouveau des questions que nous y avions soulevées. Mais il est néanmoins indispensable considérer les rythmes de l’évolution, puisque ceux-ci conditionnent la possibilité même de création d’un aplanissement, depuis les actions vigoureuses de l’érosion et de l’accumulation, jusqu’au lent perfectionnement géochimique de la surface miocène.

1. Les temps de l’accumulation corrélative

A. Le remblaiement du bassin de l’Ebre

33Nous avons vu que le remplissage de ce fossé, au début du Miocène, a été fort rapide : l’accumulation conglomératique grossière, pourtant notable, se termine bien avant la fin de l’Aquitanien. Nous ne savons toujours pas dater la base des conglomérats ; nous ne pouvons donc qu’estimer -et grossièrement- le temps de dépôt. Sur la base de ce que nous connaissons de la bordure nord du bassin (Bomer, 1978) et des Celtibériques orientaux (Adrover et al., 1982), une durée proche de 2 à 3 MA s’avère raisonnable. Nous obtenons alors une vitesse locale maximum de sédimentation de 0.3 à 0.5 mm/an, soutenue -il est vrai-assez peu de temps. Les assises gypseuses situées au N d’Autol, qui suivent la série grossière, se déposent encore rapidement. Le calcul est alors plus précis, car il est encadré par l’âge des gisements d’Autol et de Los Agudos. Il aboutit à des valeurs de 0.2 mm/an (400 m/2 MA). Quoique exagérées par la nature gypseuse des sédiments et les conditions particulières offertes par les lacs à sulfates, elles restent cependant conséquentes. Le ralentissement majeur de la vitesse d’accumulation n’intervient qu’ensuite, après la discontinuité sédimentaire caractérisant la fin du Burdigalien. Les couches de la Muela de Borja se mettent lentement en place pendant l’Aragonien. L’empilement de quelque 150 m de calcaires marneux et clairs intercalés entre le gisement de Tarazona et celui du Buste prend au moins 2.5 MA. Cela ne représente qu’une tranche annuelle de 0.06 mm, bien faible comparée à celle du Néogène inférieur. Il est impossible d’évaluer strictement les vitesses de dépôts correspondant aux ultimes calcaires scellant la Muela. Mais si nous admettons que le plan miocène est vallésien, ce qui paraît logique, il a fallu 2 à 3 MA pour fabriquer la trentaine de mètres de carbonates qui arment le plan supérieur : les valeurs tombent à 0.01 mm/an. L’ensemble de ces chiffres offre une certaine cohérence lorsque nous les comparons à ceux enregistrés en d’autres lieux. M. Julian considère ainsi que les apports du Var, qui draine des ensembles montagneux plutôt fragiles, à l’instar du Weald des Cameros, sont aujourd’hui de 0.51 mm/an (Julian, 1980). M. Calvet montre que les sédiments de la Cerdagne au Miocène supérieur s’accumulent lentement et correspondent à une très faible tranche érodée de 0.014 mm/an (Calvet et Lemartinel, 1992). Les valeurs que nous avons calculées sont donc vraisemblables. Elles montrent que l’élévation du niveau de base est principalement le fait du Miocène inférieur et que les conditions du façonnement d’un aplanissement sont assez vite installées (fig. 26).

34Il est clair que la rapidité de la sédimentation est loin de dépendre de nos seules sierras, parce que le contenu du bassin est plus tributaire du phénomène pyrénéen que de la chaîne ibérique. Mais il est aussi évident que l’alimentation est vite freinée, les chiffres obtenus durant l’épisode gypseux étant sans doute majorés par le caractère particulier du matériel. Les rejeux observés sur le front septentrional, c’est à dire la flexuration burdigalienne, n’ont pas eu d’effet directement constatable, au moins sur notre piémont. Nous pouvons imaginer, comme la discontinuité infralanghienne nous y invite, un report temporaire des domaines de sédimentation vers le N, nous interdisant une mesure locale. Une chose est sûre : le remblaiement qui fossilise le bas des versants primitifs inactive progressivement l’énergie érosive sur les pentes montagnardes grâce au relèvement précoce du niveau de base sur le piémont septentrional. Cela a probablement permis la conservation de quelques lambeaux de l’aplanissement SO et du volume résiduel que constituent les Celtibériques Occidentaux. La large disparition du plan miocène de piémont en Rioja et en Aragon limite les opportunités d’évaluation de son ampleur au moment où l’accumulation est proche de son asymptote. Il est pourtant possible de livrer ici quelques valeurs indicatives. Au pied de la Demanda, les pédiments de la surface miocène s’élèvent à 1 250-1 300 m, alors que les sommets culminent à 2 271 m, indiquant une dénivellation maximale de l’ordre de 1 000 m, moins peut-être si doivent en être déduits de légers mouvements différentiels postérieurs. Mais ces derniers ne sauraient être importants, comme nous le verrons par la suite. Le volume résiduel du Moncayo semble plus important, proche des 1 300 m, si l’on calcule la dénivelée entre le plan d’érosion sur calcaires secondaires situé au NE d’Agreda et le lambeau de SO sommital. Entre le Llano de la Turquilla et ses amonts, le calcul aboutit au contraire à des valeurs moindres, approchant les 800 m, mais le soupçon de néotectonique y pèse lourdement. De toute manière, il en va là comme des mesures d’orogenèse : nous sommes forcés à un calcul précis, en sachant que les résultats ne sont que de larges approximations puisqu’un aplanissement ne peut pas être un plan parfait, surtout sur d’aussi grandes distances. Cela fixe cependant les idées : les Celtibériques toisent la plaine vallésienne de l’Ebre de bien moins haut qu’ils ne le font actuellement. Des altitudes comprises entre quelques centaines et un millier de mètres, au maximum, nous paraissent crédibles. De l’autre côté du bassin et au même moment, les Pyrénées ne sont d’ailleurs pas plus imposantes (Birot, 1964 ; Bomer, 1978).

Fig. 26 : Evolution de la vitesse de la morphogenèse et aplanissement miocène

B. L’ennolement des paléoreliefs castillans

35Si des traits communs peuvent être reconnus, à commencer par la chronologie à peine décalée des apports détritiques, le fonctionnement initial du piémont castillan diffère de celui de l’Ebre. En effet, le bord de la montagne, par exemple en arrière des chaînons périphériques actuels, est affouillé avant que ne s’y étalent les conglomérats très grossiers du Néogène inférieur (cf. Altroz). Vers l’aval de la cuenca de Soria-Almazán, ceux-ci progradent en concordance sur les strates plus anciennes et les contacts au mur deviennent peu faciles à reconnaître ; à la lisière du noyau mésozoïque, la discordance que nous y avons reconnue autorise quelques remarques limitées. Nous en avons en effet fixé la borne inférieure du matériel à blocs de l’Altroz par le gisement aquitanien de Cetina. La vitesse de mise en place reste pourtant difficile à cerner car il nous est impossible de savoir quand prend fin le dépôt, sinon très a posteriori par la faune des calcaires clairs de Torralba de Ribota, à peine plus vieux que ceux de Tarazona. Les conglomérats très grossiers sont bien moins épais -pas plus d’une centaine de m- qu’en versant nord. Un trop simple calcul nous donne donc des taux de sédimentation cinq à dix fois plus lents qu’en Rioja (0.05 à 0.02 mm/an). Il semble néanmoins que l’aspect du matériel, identique de part et d’autre de la chaîne, suppose une même dynamique puissante, infirmant partiellement ce résultat chiffré. Il n’est pas plus aisé de déterminer le rythme de l’accumulation des strates du Miocène moyen. Une trentaine de mètres de dénivellation séparent la faune d’Escobosa (MN 8) des premières couches claires qui couvrent les marnes et argiles rutilantes. En admettant que la dalle supérieure est ici d’un âge voisin de celle des Valles de Fuentidueña (MN 9), nous estimons à 0.02 mm/an les apports détritiques à la charnière de l’Aragonien et du Vallésien. Nous n’en pouvons pas dire plus sur notre terrain. Mais les multiples gisements de la région de Palencia confirment l’affaiblissement général des vitesses de sédimentation au Miocène moyen. À l’Aragonien supérieur, elles ne dépassent pas 0.010 mm/an. Au Vallésien, elles vont de 0.013 à 0.016 mm/an, et sont donc très comparables à celles établies pour les ultimes couches de la Muela de Borja.

36L’originalité castillane n’apparaît donc que dans les débuts du Néogène ; et encore semble-t-elle liée à des problèmes d’évaluation de la vitesse du remplissage. Il est vrai que les conditions de la morphogenèse la modulent sans doute. Nous sommes ici confrontés à un effet probable de revers qui minimise, avec le cofacteur de résistance des conglomérats de l’Urbión, les possibilités de fourniture au piémont sorian. De plus, les conglomérats grossiers s’y sont assez facilement étalés : ils ne rencontraient pas ici pas la concurrence des produits de dégradation d’une montagne comme les Pyrénées. Enfin, la fierté castillane se résoudra à accepter le fait que le bassin de Soria n’est pas celui de l’Ebre : une comparaison trop étroite des évolutions n’est pas de mise, même si un quasi-parallélisme de leurs histoires est une réalité. Nous le constatons d’ailleurs après l’Aragonien, puisque les rythmes de remplissages sont voisins vers le sommet observable des séries continentales. L’importance de l’Urbión ou du Mencilla résiduels est, sur cette façade de la montagne ibérique occidentale, proche de ce que nous avons établi sur la retombée septentrionale. Mais le paysage vallésien s’avère ici plus facile à imaginer, car le creusement plioquaternaire est bien moins intense que dans la vallée de l’Ebre. Le Mencilla s’élève de 800 m au-dessus du plan miocène de San Millán de Lara, l’Urbión de 1 000 m au-dessus de la Dehesa Boyal. Plus à l’E, à Noviercas et Cueva de Agreda, le Moncayo représente un relief relatif de 1 000 à 1 100 m. Mais ce dernier s’avère isolé, puisqu’à l’W est la grande trouée de Matelebreras et qu’à l’E les échines résiduelles s’abaissent vers le Jalon. La Sierra de la Herrera, celle de la Virgen s’imposent assez mal, de 200 et 600 m, par rapport à la surface miocène. Cette dernière, cependant, n’a pas réussi à les effacer et les quartzites de la Virgen ont opposé une farouche résistance à son extension. Malgré cela, les divers bassins ont connu des conditions terminales très uniformes, qu’il n’est pas très facile d’expliquer si chacun d’entre eux a fonctionné dans un superbe isolement. Il est plus vraisemblable de penser que des communications existaient. Nous avons montré la probabilité d’un lien précoce entre le fossé de l’Ebre et celui de Calatayud. Entre la cuvette du Duero et celle de l’Ebre, le couloir de la Búreba était encore plus largement ouvert. Mais cela n’est pas une nouveauté, puisque B. Bomer (1978) était déjà convaincu du fait. Le plan d’érosion miocène, visible au pied de la Demanda se suit d’ailleurs, sans solution de continuité, jusque dans la dépression de Salas de los Infantes et la région de Burgos. L’accumulation miocène s’opère donc de façon irrégulière, tant dans le temps que dans l’espace. La première phase ne permet que le développement d’un plan d’accumulation dans les cuvettes. Les deux autres, avec le fort ralentissement de la sédimentation, témoignent du façonnement du plan composite, avec des rythmes et des modalités bien différentes. Indubitablement, le moteur de l’évolution change au cours du Miocène.

2. La constitution du plan composite

A. Le passage à une évolution polygénique

37À l’Aquitanien, la tectonique verticale commande de manière décisive le déséquilibre des versants des sierras et la mise en place des conglomérats. Mais ses effets se font de moins en moins sentir au cours du temps. Pour comprendre les vitesses "intermédiaires" qui caractérisent le Langhien et le Serravallien, il nous faut faire appel à d’autres mécanismes morphogénétiques, dans lesquels la tectonique ne tyrannise plus les paysages. Lorsqu’on regarde dans le détail les strates correspondant à ces étages, elles apparaissent relativement variées. Les plus anciennes, celles de la Muela de Borja ou de la Sierra de Armantes, dans le bassin de Calatayud, alternent des marnes claires contenant de fins graviers de quartz et des bancs plus calcaires. Mais les apports sont déjà fortement triés en raison de la position "centrale" de la zone de dépôt et nous renseignent mal sur la réalité des transports. En Castille, les assises un peu plus récentes -le plus souvent des argiles et des marnes rutilantes- présentent des mésofaciès de bordure très divers. Autour d’Escobosa par exemple, outre les argiles rouges très carbonatées, nous repérons des chenaux graveleux et des passées plus ocres de calcaire grumeleux, mais aussi des grès fins orangés aux Azadales, 2 km plus à l’E. De telles descriptions peuvent être faites partout à l’W d’Escobosa. Parfois, les stratifications sont entrecroisées (grès du Barranco de la Arroyada, au S de Bayubas de Arriba) et les lits se ravinent les uns les autres. Dans certains secteurs, comme celui d’Arauzo de Salce, les lits conglomératiques sont plus nombreux ; il semble que cela puisse être mis en relation avec le caractère plus étroit et un effacement vertical, en amont, des chaînons périphériques... Mais il ne servirait à rien de multiplier ici les illustrations castillanes d’un fait général qui est l’hétérogénéité du matériel alluvial à l’échelle du décamètre. Toutes, en effet, se ressemblent.

38D’un brusque apport tectonique aquitano-burdigalien, nous passons donc à une évolution encore active, mais relativement ménagée. Les versants ne livrent plus que des galets de taille modeste aux chenaux des rivières. Ces derniers sont irrégulièrement distribués ; le tracé des écoulements n’est pas fermement fixé. Les sédiments plus fins, sables argiles, carbonates sont proportionnellement mieux représentés que les passées conglomératiques. Face au Moncayo, les dépôts de l’Aragonien moyen, fins, peu ou pas rubéfiés même à proximité de la montagne (crête de Grisel), supposent une altération des amonts qui livrent alors au bassin un matériel caractérisé par une faible libération du fer (fig. 27). En Castille, les dépôts de l’Aragonien supérieur d’Escobosa, toujours peu grossiers, sont au contraire typiques par l’intensité de leur rubéfaction. Celle-ci ne décroît que lentement vers l’aval. L’abondance des galets siliceux dans les lits alluviaux et la moindre quantité des galets calcaires nous montrent que la ceinture mésozoïque est ici bien abaissée ; elle est devenue une partie intégrante du piémont méridional de l’Urbión. Par contre, la richesse en carbonates des argiles implique déjà que la dissolution fonctionne efficacement sur des topographies périphériques assez molles. Les décharges détritiques se font aussi par à-coups, puisque nous voyons alterner nappes de galets et matériel plus fin. Nous privilégierons donc un processus saccadé par râclage d’altérites puissamment rubéfiées plutôt qu’une évolution en continu, malgré l’absence apparente de paléosols rythmant les étapes de l’accumulation. Peut-être, simplement, n’avons-nous pas su les reconnaître ou ont-ils été gommés par la morphogenèse ultérieure... Il est vrai que les produits lithochromes au point d’arrivée étaient pédochromes sur les lieux de leur décapage ; cela ne facilite pas l’analyse. La liquidation et l’exportation du manteau altéré exigent aussi un moteur, dont nous aurions tendance à considérer qu’il est climatique, puisque la tectonique se fait discrète.

Fig. 27 : L’oxyde de fer et la rubéfaction durant le Miocène

B. Crises climatiques et/ou tectoniques ?

39La regradation de la surface castillane, qui provoque le ponçage du plan presque entièrement réalisé et contribue un moment à son perfectionnement, nous prouve qu’on ne peut exclure les conséquences de mouvements différentiels. Il est donc possible que ceux-ci aient participé aux enlèvements successifs de matière en introduisant de légers déséquilibres et en augmentant la pente. Mais le développement de l’aplanissement suppose par définition que les déformations envisagées soient faibles. Le déclenchement épisodique du récurage nous paraît donc lié à des mutations climatiques, même si les conditions du décapage sont influencées par une légère mobilité du substratum. Dans le bassin de l’Ebre, la position de l’ombilic de la Muela de Borja, proche du massif montagneux méridional, ne laisse pas imaginer une tectonique d’une quelconque ampleur sur cette partie de la bordure nord. Si tel avait été le cas, le déplacement vers le N des aires d’ultime sédimentation n’aurait pas permis la mise en place des calcaires lacustres qui la couronnent. Pour autant, le problème n’est pas résolu ; les données dont nous disposons ne nous autorisent pas à décrire une, voire des crises climatiques stricto sensu. Au mieux pressentons-nous, grâce au recensement des faunes, que la période du Langhien au Serravallien moyen matérialisée, à sa base, par le gisement de Tarazona, au sommet par celui du Buste est globalement plus "sèche" et plus chaude, ce qui a pu favoriser des ruptures temporaires dans les équilibres bioclimatiques. La rubéfaction des assises de l’Aragonien supérieur castillan laisse augurer de précipitations plus importantes susceptibles de favoriser les processus d’altération. Il n’est cependant pas certain que ces variations de faciès soient seulement l’expression d’un facteur temps. Elles peuvent être le résultat d’oppositions lithologiques, d’une migration inégale des oxydes, comme de différences d’exposition aux flux de la météorologie miocène ; nous avons signalé l’originalité des faunes du bassin du Duero par rapport à celles des autres cuencas ibériques. Mais les faits dont nous disposons ne permettent pas de juger sans appel. La vitesse déjà limitée de la sédimentation, une stratification dans l’ensemble régulière nous disent de toute façon que les "accidents" n’ont pu être à la fois nombreux et graves durant la période considérée. Les formes évoluent, certes, mais sans qu’il faille assimiler chaque accélération de la morphogenèse à un phénomène catastrophique, si tant est que l’expression ait un sens. D’ailleurs, les lignées miocènes de micromammifères, au moins jusqu’à l’apparition de Progonomys hispanicus, présentent une certaine continuité qui ne nous incite vraiment pas à conclure dans le sens de trop profondes coupures climatiques.

40L’idée qui se dégage de ces quelques remarques, dont nous savons aussi les lacunes, est néanmoins que la mise en place de la surface composite est avant tout polygénique. L’achèvement des grands mouvements verticaux et d’une large part du remblaiement des bassins permet l’existence d’une glyptogenèse aux actions modérées. Elle s’attaque difficilement aux masses siliceuses celtibériques dans une ambiance climatique plutôt sèche, mais peut abaisser encore leurs enveloppes calcaires, accentuant le contraste topographique entre la montagne et les piémonts. Ce tableau ne suffit pas à cerner les conditions d’évolution, puisqu’en Castille, à l’approche du Vallésien, le climat que les paléontologues (Daams et van der Meulen, 1988) nous disent plus humide semble favoriser le développement d’une altération rubéfiante. Celle-ci suppose encore des températures moyennes assez élevées, dépassant largement la valeur minimale de 13°C assignée à son déclenchement (Duchaufour, 1991). Les produits en sont enlevés par un décapage des sols commandé principalement par des modifications climatiques et secondairement par les subtiles déformations que nous avons pressenties. Il est logique de rattacher à ce mode de fonctionnement de la surface les résidus alluviaux -"voiles" ou autres-que nous avons trouvé au pied de la Sierra de Covarrubias. Lorsque cette étape morphologique s’achève, la réalisation de l’aplanissement est très avancée, et les formes s’avèrent proches de celles que nous connaissons aujourd’hui : sa perfection est à peu près acquise. Le polygénisme est aussi reconnu par J. Vaudour (1979a) dans les environs de Madrid ou par E. Moissenet dans la région de Teruel (1984a). Il reste probablement valable dans le bassin de l’Ebre, mais en raison de l’évidement exoréique postérieur, l’analyse des sédiments corrélatifs de l’Aragonien se limite au domaine des muelas de Borja et d’Armantes. Nous n’avons donc que des indications restreintes aux faciès centraux, qui ne permettent pas à eux seuls de nous prononcer. Les travaux de B. Bomer (1978, pp. 218 et sq.) suggèrent aussi ce genre de processus. En tout cas, les conditions changent au début du Vallésien : la morphogénèse se ralentit jusqu’à n’être plus perceptible (fig.28).

Fig. 28 : De la surrection à l’aplanissement miocène : une vision synthétique des événements

3. La perfection et la durée

A. La pédogenèse comme morphogenèse du plan

41Les derniers dépôts enregistrés sur notre terrain datent vraisemblablement du Vallésien inférieur, par exemple près de Burgos. Ce sont les dalles claires des muelas. Nous aurions pu a priori penser que le regain d’humidité conduirait à une réactivation du morphosystème antérieur. Les très faibles vitesses d’accumulation -quelques centièmes de mm/an- même entachées d’imprécision, montrent qu’il n’en est rien. La part belle est faite aux transports sous forme de fines puis de solutions. Ensuite, plus rien ne se dépose sur nos piémonts... S’il y a continuation de l’érosion en amont, c’est plus à cause des faibles mouvements du substratum que de l’accroissement des précipitations. Il est vrai que ce dernier autorise un déplacement plus lointain des carbonates, surtout en Castille, puisqu’il vont jusqu’à l’ombilic de Palencia. L’étroitesse du bassin de l’Ebre dans notre région limite les conclusions, mais B. Bomer, d’une façon plus globale, note « une moindre chute de compétence sur les artères qui convergent vers le lac » situé au centre de la cuvette (Bomer, 1978). Cela suppose une dissolution lente mais non négligeable sur les bordures des cuencas, que ce soit dans les vieilles roches mésozoïques ou les calcaires tout neufs du Vallésien inférieur. Le processus est sans doute favorisé, au moins au début du Vallésien, par un abaissement des températures. La rareté du matériel détritique nous oblige à aussi envisager un contexte biostasique dans les sierras ibériques occidentales et le maintien des sols sur les zones qui fournissent le calcaire. Nous passons alors à une évolution monogénique : si la régularisation du bed-rock telle que G. Millot (1990) la décrit peut être contestée, l’altération géochimique et la pédogenèse superficielle permettent la lixiviation et donc l’exportation des carbonates, éventuellement des fines argileuses.

42L’aspect actuel de la surface d’érosion sur les calcaires crétacés ou les conglomérats de Deza confirme l’existence de ces mécanismes. Son aspect parfaitement réglé et la multiplicité des trous de racines plaident en faveur de la permanence d’un manteau d’altération et d’un vêtement végétal. Les enduits noirs ferro-manganésiques pourraient, à la suite de J. Vaudour et al. (1979), nous faire penser à une notable hydromorphie au niveau du front d’altération. Pourtant, les argiles piégées dans les fissures les plus profondes et les quelques dolines de Las Fraguas, entre la Sierra de Cabrejas et celle de San Marcos, contiennent peu ou pas de montmorillonite. Le drainage hypodermique semble assuré malgré les pentes faibles de l’aplanissement. La position des échantillons, la présence d’allogènes quartzeux nous font estimer qu’elles sont autant des résidus anciens que le résultat d’événements récents. Mais l’abondance de la kaolinite (50-70 %) a pu être favorisée par la lixiviation. Il faut de toute façon admettre que l’eau circulait efficacement, dans des conditions qui nous échappent aujourd’hui, puisque l’essentiel du manteau altéré a disparu. Le caractère superficiel de l’altération est d’autant plus net que la karstification profonde a été difficile. Elle est bloquée par la stratigraphie des calcaires crétacés, mais aussi par la proximité du niveau de base local au Vallésien. L’évolution chimique contribue-t-elle ici à "régulariser" la surface d’érosion réalisée, selon le processus imaginé par G. Millot ? Il est d’abord clair qu’elle n’a pas créé l’aplanissement ni empêché la conservation de la pente nécessaire à l’évacuation des produits fins ou solubles. D’autre part, nombre d’auteurs, dont G. Beaudet, ont observé que dans les régions les plus affectées par les mécanismes géochimiques, « les vrais plans sont très rares » (Beaudet, in litt.). Il est donc vraisemblable que l’altération n’a pu réduire des formes un tant soit peu importantes : la modestie des accumulations de calcaires vallésiens en rend compte. Au niveau des microformes, la faiblesse des aspérités -la rareté des vrais lapiés notamment- reste frappante. Leur développement n’a-t-il pas été contrarié, non seulement par la médiocrité du soutirage, mais aussi par l’excessive surface de roches qu’ils offraient à l’attaque chimique, favorisant ainsi un lissage de détail ? Quoi qu’il en soit, ces processus sont, à l’échelle des formes, pelliculaires ; cela explique la lenteur de cette érosion qui agit durant 2 à 3 MA et altère les parties les plus "hautes" du piémont composite, sans que les dénivellations soient vraiment conséquentes. De simples dos de terrain, notamment dans les zones de dépôts carbonatés plutôt filtrants, comme peuvent l’être les conglomérats grossiers de l’Altroz, ont pu exporter des solutions vers les points bas des cuvettes, où les carbonates s’accumulaient. Nous lui assignons pour âge-limite (-9 MA) celui des derniers dépôts castillans, qui sont logiquement corrélatifs de cette histoire morphogénétique. Elle est ralentie sans doute, mais pas inefficace puisque nous lui devons la perfection du plan que nous observons encore maintenant. Sa forme est alors définitivement fixée ; mais son élaboration ne se termine pas immédiatemment.

B. Atonie fonctionnelle et durée de mise en place

43Dans ce canevas évolutif, nous n’avons toujours pas placé les calcaires "travertineux" et les puissants encroûtements qui scellent par exemple la surface d’érosion du Cerro de San Cristobal, au S de Soria. Ils mettent le point d’orgue au ralentissement de la morphogenèse, avec une mobilisation souvent in situ des carbonates. D’une part, croûtes et "travertins" ne modifient plus vraiment le paysage établi puisque leurs épaisseurs sont d’ordre métrique ; d’autre part, les conditions climatiques qui président à leur installation concordent mal avec le regain d’humidité qui caractérise une grande partie du Vallésien. Leur présence est par contre en bon accord avec les conditions plus sèches et chaudes qui semblent régner au Turolien dans la Péninsule Ibérique, avant le regain ruscinien d’humidité et de fraîcheur ressenti jusque dans le milieu très continental du bassin de Calatayud-Teruel (Daams et van der Meulen, 1988). Le processus de réorganisation des carbonates nécessite en effet une réelle semi-aridité qui se trouve croître jusqu’au Messinien (Ibidem, 1988). Le lecteur notera que celle-ci intervient après la réalisation de l’aplanissement (Lemartinel, 1993), qui ne saurait donc lui être imputé, selon une trop facile habitude. L’atonie fonctionnelle des formes, sans être complète, est alors maximale. Le relief régional, pour un temps, se fige : la résistance des encroûtements a pu également accroître l’inertie morphologique des paysages. En outre, les conséquences ultérieures de l’épisode sont loin d’être négligeables car la position de certaines buttes résiduelles dans le bassin de Soria dépend en partie du degré de consolidation des carbonates : la butte argileuse de l’Alto del Castellano, près d’Escobosa, le Tablado, près d’Almazul, n’existent que par leur mince mais compacte couverture zonaire.

44Malgré l’utilité que nous en aurions, il est impossible de dire précisément -même si nous pensons que son développement, pour des motifs paléoclimatiques, ne peut pas être pliocène- le moment et la durée de cette pédogenèse castillane qui se substitue totalement à la morphogenèse antérieure. Cela empêche de fixer la borne supérieure de la période néogène d’aplanissement. Pourrions-nous dater exactement les croûtes que le problème ne serait pas complètement résolu. L’inertie qui accompagne et suit les ultimes processus géochimiques nous contraint en effet à distinguer la date d’achèvement de la sédimentation, de celle de fin de l’atonie morphologique. Nous n’avons que des repères par défaut, encadrant une trop longue période. Dans le bassin de l’Ebre, le retour à l’exoréisme est absolument certain vers -4.5 MA (Birot, 1964), toute la question étant de savoir quand commence réellement le drainage vers la Méditerranée. B. Bomer, pour sa part (1978, p. 223), le plaçait au "Pontien". Mais l’imprécision du terme, née de l’âge effectif -vallésien- des dépôts terminaux, ne nous permet plus de retenir telle quelle cette attribution. Nous savons aussi que les sédiments les plus récents des bassins de l’Ebre et du Duero, si l’on excepte le cas très particulier de celui de Calatayud-Teruel, sont ceux que nous avons analysés en Vieille-Castille. Ils atteignent au mieux le Turolien inférieur, vers -9 ou -8 MA. Le scellement de certaines parties de l’aplanissement, ainsi que la période de relative immobdité peuvent donc durer 5 MA. C’est long, trop long sans doute, car la phase de pédogenèse engendrant les croûtes peut s’avérer rapide à l’échelle des temps géologiques. Quelques milliers d’années peuvent suffire à leur installation comme le prouvent les glacis situés à l’W du Djebel Mhrila (Tunisie), centuriés, cultivés par la colonisation romaine et aujourd’hui légèrement indurés. Le lecteur objectera que l’érosion peut se poursuivre par la permanence de la migration des carbonates et le lent "enfoncement" de la surface déjà encroûtée, qui devient un plan de substitution (Beaudet et Laouina, 1989). En Castille, le raccord dans un même plan, au niveau de la Muela de Nafria, des zones indurées et de la surface nue s’oppose apparemment à une telle interprétation. Il s’avère donc vraisemblable de rapprocher l’épisode d’encroûtement de la fin de la sédimentation, vers -8 ou -7 MA, plus que de la réouverture exoréique des bassins. Cela reste à prouver ; mais la suite des événements, que nous verrons dans le prochain chapitre, limite de toute façon les velléités de rajeunissement des encroûtements que nous pourrions éprouver à la lecture de J. Vaudour (1989). En tout cas, la longue histoire de l’aplanissement composite se clôt alors : elle aura duré une dizaine de millions d’années, créant une belle surface de piémont parfaitement assimilable aux vastes plans tronquant les calcaires mésogéens, ainsi que les structures profondes des Pyrénées (Calvet et Lemartinel, 1993). Toutefois, l’érosion ne parvient pas à détruire la montagne protégée par son ennoiement rapide et, souvent, la résistance de ses versants. Nous ne les avons guère évoqués dans la dernière partie de cet exposé, qui s’est d’abord préoccupée des périphéries arasées. Il est vrai que les renseignements dont nous pouvons disposer, sur la base de l’examen des dépôts corrélatifs, sont a priori peu nombreux, ce qui n’ôte rien à leur intérêt.

C. Que deviennents les hauts amonts ?

45Nous avons déjà noté la faiblesse des apports siliceux dans les ultimes sédiments corrélatifs des cuencas. Les galets et billes de quartz en sont pratiquement absents ; seuls s’y trouvent des sables, quelques cristaux de teinte sombre, le tout en faible quantité. Pendant la période d’évolution monogénique, nous pouvons encore imaginer l’élimination des produits les plus fins de l’altération. Mais l’essentiel des éléments grossiers de l’altération -graviers ou blocs- a été conservé sur place. Le processus d’exportation, en phase d’érosion géochimique, a été vraisemblablement fort réduit en raison de la difficulté à solubiliser la silice pure des billes de quartz et des orthoquartzites, si abondants dans nos sierras celtibériques. Aujourd’hui encore, dans un climat certes plus frais, la charge ionique est très faible : à la source du Pinar de Covaleda, au pied des conglomérats wealdiens de l’Urbión, elle ne dépasse pas 10 mg/l (résistivité= 50 kΩ). Nous sommes donc conduits à imaginer le développement d’un manteau altéré, où subsiste cependant la plus grande partie de la roche initiale siliceuse, sur les versants montagnards, pendant les quelque 3 MA correspondant au Vallésien. La probabilité en est d’autant plus grande que l’humidité et la moindre chaleur qui prévalaient alors devaient s’accompagner d’une bonne couverture biologique. Cette dernière est d’autant plus crédible que les plus hauts des versants, vers 1 000 m d’altitude relative, pouvaient bénéficier d’une pluviométrie plus importante et d’un drainage correct. Les tableaux dressés par Crusafont (1963) pour le Vallès, J. Vaudour pour la Nouvelle-Castille (1978), quoiqu’ils ne soient pas ici applicables en l’état, nous incitent à aller dans ce sens.

46Au terme de cette logique, les versants deviennent un domaine superficiellement fragile, élaboré entre -11 et -9 MA. Le ralentissement de la morphogenèse est compensé par sa durabilité, qui permet la fabrication pédogénétique d’un revêtement potentiellement instable. Certes, l’existence même de la montagne n’est pas remise en cause par cette altération qui reste épidermique à l’échelle de la chaîne ibérique occidentale. Mais nous imaginons aisément les conséquences possibles d’une telle situation. Il est beaucoup plus difficile d’imaginer ce qui a pu se passer durant la phase ultime d’encroûtement des bas-pays. A priori, les pentes sans calcaires des noyaux résistants n’ont sans doute pas connu d’évolution notable. Seul le fer libéré a pu subir des transformations chimiques. Mais nous entrons alors dans la pure conjecture. Nous arrêterons donc là le développement. Il nous reste toutefois des certitudes. La perfection de l’aplanissement miocène est au bout du compte le produit d’une régularisation géochimique, lente sans doute, mais longuement appliquée à des piémonts aux formes déjà très atténuées par les morphodynamiques qui la précèdent. Le fonctionnement final vallésien est fondé sur des transports en solution depuis des amonts largement vêtus par un manteau d’altération fixé sous une végétation probablement bien développée. L’érosion n’exclut pas une certaine biostasie, s’il nous est encore permis d’utiliser un terme trop galvaudé. Le devenir des hauts versants, durant la période d’évolution monogénétique, nous est partiellement indiqué par la faiblesse de ce qu’ils fournissent au bassins. Les pentes font donc preuve de stabilité, ce qui implique le maintien d’un manteau d’altérites, notamment siliceuses, sur la montagne (fig. 29).

Fig.29 : La surface d’aplanissement miocène : une séquence logique de morphogenèses ; une coupe en Castille

Conclusion

47Le plan "majeur" miocène se caractérise d’abord par sa complexité, qui résulte d’un enchaînement de processus variés. Les éléments les plus simples sont les surfaces plus ou moins structurales des muelas, armées par les calcaires palustres ou lacustres clairs. Les restes de la surface d’érosion sur calcaires secondaires, bien conservés, sont nettement plus vastes et font preuve d’un perfectionnement remarquable de la forme plane. Les roches impeccablement arasées se rencontrent aussi dans les bassins tertiaires, notamment les conglomérats totalement calcaires de Deza. En quelques endroits, Serradero, NE de Soria, nous pouvons aussi prouver que les conglomérats grossiers du Néogène inférieur ont été nivelés. Le socle siliceux lui-même a été affecté par la pédimentation. Mais l’extension limitée de la surface, hectométrique, montre le rôle essentiel joué par la lithologie dans l’expression de la forme, en particulier de l’obstacle majeur que constitue la présence de matériel siliceux.

48À côté de ces topographies "simples", existent des zones plus complexes, surfaces "couvertes" ou voilées de résidus de transit. Les vestiges sont peu nombreux et les motifs de leur conservation peu clairement explicables. Peut-être sont-ce des restes d’alluvions que la regradation de la surface d’érosion a oubliées... Les zones complexes les plus vastes sont cependant les aires où s’est exprimée une évolution géochimique. Les dalles de calcaires "travertineux" occupent des situations de transition entre l’aplanissement sur calcaires et le bassin tertiaire. Elles se limitent aux zones les mieux alimentées en eau, mais néanmoins drainées. Elles sont rares sur les calcaires secondaires et se limitent souvent à des épigénèses à faciès en résille. Nous les trouvons plus généralement sur les conglomérats de type Deza ou même les argiles rouges, "digérant" les plus petits des galets qu’elles emprisonnent dans leur carcan carbonaté. Les faciès sont aussi variés qu’il y a de situations, mais le type le mieux représenté et le plus résistant est l’encroûtement massif, zonaire. Sa compacité lui a permis d’arriver jusqu’à nous sans être détruit par l’érosion ultérieure. L’étude en lame mince montre des pâtes denses, micritiques, à leur tour épigénisées, avec des vacuoles comblées par des croissances sparitiques. L’importance des phénomènes biologiques dans de tels processus semble considérable. Chacun de ces éléments de la surface miocène apporte une pièce nécessaire à la reconstitution de la morphogenèse qui a conduit au grand aplanissement de piémont. Une première étape, caractérisée par des vitesses de sédimentation rapides, en moyenne annuelle décimillimétriques, remplit les points bas. Elle conduit, sous contrôle tectonique, à la réalisation d’un plan d’accumulation qui n’est pas très éloigné de la surface "définitive" telle que nous la connaissons aujourd’hui. L’épisode semble terminé à la fin du Burdigalien, vers -17 MA. La deuxième phase nous apparaît déjà différente, puisque l’accumulation se ralentit, avec des vitesses de vingt à cent fois plus faibles que précédemment. L’arrivée de sédiments fins et de quelques passées d’alluvions grossières en chenaux, nous incite à admettre une transformation radicale des processus. L’évolution n’est plus tyrannisée par la tectonique qui, sans être totalement absente, se fait très discrète. Les forces qui dirigent les mécanismes alors polygéniques sont exogènes, au gré de climats plus secs pendant l’Aragonien moyen. Il est d’usage de parler de crises climatiques pour expliquer des ruptures qui peuvent nous paraître relativement brusques. La réalité est plus nuancée, dans la mesure où nous ne sommes point assurés que le cap de la semi-aridité a été passé. La prudence s’impose, en attendant plus ample informé. Cette histoire prend fin vers -11 MA ; à ce moment le piémont composite est déjà réalisé et sur notre terrain, la surface acquiert ses traits presque définitifs. Le dernier acte se joue enfin, avec la prédominance des processus d’altération. Ils prélèvent sur les calcaires secondaires des fines et des solutions qui vont s’accumuler au centre des bassins. La sédimentation corrélative devient extrêmement lente, avec des taux de remblaiement moyens annuels centimillimétriques, c’est à dire trois à cinq fois plus faibles que dans la période précédente. La géochimie, au Vallésien, met dans un climat plus humide, la dernière touche à un plan bien tendu, sous un manteau d’altération sans doute généralisé. Le processus ne semble pas saccadé : le terme de monogénisme doit lui être appliqué. Il en résulte cette topographie proche de l’horizontale qui frappait si vivement P. Birot. En se fondant sur les derniers dépôts rencontrés en Castille près de Palencia, nous placerons -approximativement- ces ultimes retouches entre -11 et -9 MA. À partir de cette date, le relief ne change plus et les modelés essentiels sont acquis, même s’ils sont encore feutrés par un manteau altéré. Ce dernier se retrouve sur les reliefs résiduels qui dominent d’un millier de mètres au maximum des piémonts parfaitement plans, si nous exceptons les quelques chaînons calcaires de la périphérie méridionale. L’histoire de la surface miocène se termine par une atonie morphogénétique presque complète. Des croûtes se développent, sans modifier les formes fixées depuis longtemps déjà. Il est délicat de donner une date sûre à cet épisode essentiellement pédogénétique, mais il nous semble logique de le caler pendant le Turolien plutôt inférieur. Il en va là comme des autres valeurs que nous avons fournies dans ce travail : évaluations chronologiques, moyennes de vitesse d’accumulation ; elles doivent être prises comme des indications raisonnées, et non comme des chiffres intangibles. Elles favorisent néanmoins la compréhension de cette forme spectaculaire qu’est l’aplanissement des piémonts celtibériques occidentaux. Et Davis, ici, ne s’en tire pas trop mal...

49Les phases ultimes contiennent cependant les prémices d’autres événements, puisque les altérites qui couvrent les reliefs sont potentiellement instables, en particulier sur les reliefs. Il ne manque qu’une occasion pour que ce matériel fragile soit remis en mouvement. Pourquoi et comment, voilà le thème de notre prochain chapitre.

Table des illustrations

Légende Fig. 20 : La surface d’accumulation miocène en Castille
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 766k
Légende Fig. 21 : Les éléments de surface d’érosion sur les conglomérats du bassin de Soria
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 688k
Légende Fig. 22 : Les indices d’une regradation des calcaires miocènes
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 292k
Légende Fig. 23 : Les "travertins" castillans, observés à différentes échelles
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 778k
Légende Fig. 24 : Les faciès des encroûtements miocènes autour de Soria
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 752k
Légende Fig. 25 : Les éléments conservés de la surface composite miocène
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 720k
Légende Fig. 26 : Evolution de la vitesse de la morphogenèse et aplanissement miocène
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 553k
Légende Fig. 27 : L’oxyde de fer et la rubéfaction durant le Miocène
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 519k
Légende Fig. 28 : De la surrection à l’aplanissement miocène : une vision synthétique des événements
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 472k
Légende Fig.29 : La surface d’aplanissement miocène : une séquence logique de morphogenèses ; une coupe en Castille
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/1789/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 168k

© Presses universitaires de Perpignan, 1996

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