Abridged English version
The ophiolites of the ‘internal’ nappes of the Corsican-Apennine orogenic realm represent remains of the Jurassic Piedmont Ligurian oceanic lithosphere.
1 Geochemical characteristics of the ophiolites (Fig. 1)
T- or E-MORB basalts (i.e. enriched in LILE and LREE vs HREE) are found in Corsica in the Balagne Nappe ophiolites [3,8], which lie unconformably on the autochthonous Eocene of western Corsica [7,22], and also in the topmost unit of the Nebbio [23] tectonic stack that lies unconformably on the ‘Schistes lustrés’ (SL) Nappe to the west of Bastia (Fig. 2). These basalts are considered to have been emplaced on a thinned continental crust and/or near a continental margin during an early stage of oceanization.
Diagramme multiélémentaire de basaltes de l'unité de Pineto (dykes [24] et coulées [ce travail]). La séquence des éléments est rangée par ordre d'incompatibilité décroissante par rapport au manteau primitif [25]. Les courbes représentatives correspondent aux analyses du Tableau 1, les courbes caractéristiques de N-, I-, E- et T-MORB [11] sont figurées pour comparaison.
Multi-element diagram of basalts of the Pineto Unit (dykes [24] and lavas, this paper). The sequence of elements is ranked in order of decreasing incompatibility with respect to primitive mantle, according to [25]. Representative curves are from Table 1 and those for comparisons are N-, I-, E- and T-MORB [11].
Schéma géologique de la région de Ponte Leccia représentant la position de la couverture sédimentaire de l'unité de Pineto. La ligne A–B correspond à la coupe de la Fig. 3. Dans le cartouche, cadre structural du Nord de la Corse alpine (B, Balagne ; M, Macinaggio ; N, Nebbio ; P, Pineto).
Geological sketch map of the Ponte Leccia area showing the position of the sedimentary cover of the Pineto unit. The A–B line locates the cross-section in Fig. 3. On the inset, structural framework of the northern part of Alpine Corsica (B, Balagne; M, Macinaggio; N, Nebbio; P, Pineto).
N-MORB basalts (depleted in LILE) and occurring along ridge axes and in ocean basins are known in most of the SL ophiolites of Corsica [3]. They acquired their tectono-metamorphic features during the subduction that preceded their exhumation and emplacement within the accretion wedge. The internal Liguride ophiolites of the Apennines, unaffected by Alpine metamorphism, are of the same N-MORB type [26]. Finally, again in Corsica, two small non-metamorphosed ophiolitic units – the Rio Magno Unit (east of the SL) [18,19] and the Pineto Unit (to the west of the SL) [24] – also contain N-MORB basalts, on the basis of which they can be assigned to the Apennine Ligurides.
2 Characteristics of the supra-ophiolite sedimentary formations
The ophiolite units of the Corsica–Apennine realm are, with rare exceptions, overlain by radiolarites (Bathonian to Tithonian) [1] and limestones (generally Berriasian calpionellids-bearing micrites). In the specific case of the Balagne Nappe, these facies have been invaded by detrital inputs of continental origin [8], which agrees well with the E-MORB nature of the underlying basalts. These cover rocks are overlain by the ‘Palombini’, a clayey–marly formation with micrite beds showing silicified walls. The oldest of these deposits is Late Berriasian and, in certain parts of the Ligurian Apennines [9,14], may extend up to the Earlier Campanian.
Overlying the ‘Palombini’ in the Balagne Nappe [13], however, coarse-grained detrital facies of continental origin are found in the Albian–Cenomanian ‘Flysch à lydiennes’ [Lydite Flysch]. The presence of a silici-clastic flysch in the Pineto Unit, geographically close to the Balagne Nappe, led certain authors [17,21] to conclude that the two exposures belonged to a single complex that they termed ‘Balano-ligure’. This grouping of the two units, however, is brought into question by the distinct geochemical features of their respective basalts.
3 Structural situation of the Pineto Unit
Located to the south of Ponte Leccia (Figs. 2–3), the Pineto Unit consists mainly of gabbros (700–800-m thick), overlain (Testa a l'Ortone) by thin basalts and their sedimentary cover rocks. The cover rocks plunge northwards beneath an isolated slice of ‘Inzecca’-type [2] SL (‘Aliterneta’ Unit).
Coupe montrant les rapports entre les diverses unités tectoniques de la région de Ponte Leccia, suivant la ligne A–B (Fig. 2). Dans le lambeau de Schistes lustrés (« unité d'Aliterneta ») : R, radiolarites ; E, formation schisteuse d'Erbajolo (Crétacé inférieur métamorphique, équivalent des Palombini).
Cross-section showing the relationships between the different tectonic units in the Ponte Leccia area along the A–B line (Fig. 2). Within the ‘Schistes lustrés’ Nappe (‘Aliterneta unit’): R, cherts; E, Erbajolo pelitic formation (Metamorphosed Lower Cretaceous equivalent to the Palombini Formation).
4 Sedimentary succession of the Pineto unit
Overlying the basalts, or resting directly on the gabbros, we find: (1) radiolarites (from 1 to 10-m thick); (2) pelites (50 to 100-m thick) with ‘Palombini’-type beds, dated near the base by Calpionellopsis as Late Berriasian; (3) indurated olive-green marl (about 20-m thick) with thin beds of limestone or quartzite; (4) the pelitic to microbrecciated ‘Flysch de Balliccione’ [Balliccione Flysch] (about 300-m thick), which is commonly calcareous and contains rare (Fig. 5, Table 2) Albian–Cenomanian foraminifera.
Sections de foraminifères planctoniques (a, photo ; b, photo surlignée ; c, dessin d'après photo). 1 : Rotalipora appenninica (Renz), section sub-axiale, ×100 (lame Co 127). 2 : Rotalipora gandolfi Luterbacher et Premoli-Silva, section sub-axiale, ×60 (lame Co 135). 3 : Praeglobotruncana stephani (Gandolfi) ?, section sub-axiale, ×60 (lame Co 139). 4 : Favusella washitensis (Carsey), section sub-axiale, ×100 (lame Co 135 bis).
Sections of planktonic foraminifera. (a, photo; b, photo underlined; c: drawing from photo). 1: Rotalipora appenninica (Renz), sub-axial section, ×100 (thin section Co 127). 2: Rotalipora gandolfi Luterbacher and Premoli-Silva, sub-axial section, ×60 (thin section Co 135). 3: Praeglobotruncana stephani (Gandolfi)?, sub-axial section, ×60 (thin section Co 139). 4: Favusella washitensis (Carsey), sub-axial section, ×100 (thin section Co 135 bis).
Microfaunes planctoniques du « flysch de Balliccione », couronnant la couverture sédimentaire des ophiolites de l'unité de Pineto. À gauche : répartition stratigraphique des espèces observées ; bande grisée : tranche d'âge retenue, Albien supérieur–Cénomanien inférieur. À droite : liste des espèces observées dans les préparations : (a) au-dessus des Palombini, dans des lits calcareux (Co 150, 125), au sein de marnes olivâtres indurées (terme « 3 », voir texte, § 5) ; (b) dans le « flysch de Balliccione », en allant de la base (Co 126) à son sommet observable (Co 154)
Planktonic microfaunas from the ‘Balliccione Flysch’, lying on the sedimentary cover of the Pineto Unit ophiolites. Left: stratigraphic repartition of the species; grey stripe: selected age, Late Albian–Early Cenomanian. Right: list of the species observed in the thin sections, (a) top to the Palombini Formation, in the calcareous beds (Co 150, 125) within indurated olive-greenish marls (“terme 3”, see French text, § 5); (b) in the ‘Balliccione Flysch’, from the basis (Co 126) to the top (Co 154)
5 Composition of the ‘Flysch de Balliccione’ [Balliccione Flysch] debris
The composition of the coarse-grained beds ranges from sandstone to microbreccia. The microbreccia clasts are generally several millimetres in size and nowhere exceed 1 cm; the matrix derives from the decomposition of granite, which in places is preserved as lithic fragments, along with abundant fragments of Permian volcano-sedimentary and rhyolitic rocks.
6 Interpretations and conclusions
The Pineto Unit thus shows N-MORB basalts overlain by a cover with Albian–Cenomanian containing abundant debris derived from a continental basement. The hypothesis of an Eocene age [4,6,10,15,16], accepted by earlier authors in view of the single facies, must thus be abandoned.
No silico-clastic flysch of this age appears to be known in the Apennine Ligurides [9]. However, detrital facies are known in the Balagne Nappe, especially in the ‘Grès de la gare de Novella’ [Novella Nappe Sandstone], well dated as Late Albian [12]–Cenomanian [22] and associated with the ‘Flysch à lydiennes’ [Lydite Flysch].
The detritus within the Cretaceous silici-clastic beds at Balagne can reach olistolith size. It is much larger than the debris of the Pineto Unit flysch. The Pineto Unit flysch would thus have been deposited at a greater distance from the source of the detritus, i.e. towards the ‘central’ part of the Ligurian Ocean. One can thus envisage that the same continental source supplied the Albian–Cenomanian deposits in both Balagne and the Pineto–Rio Magno area. Depending on the adopted viewpoint, the continental source could have been derived either from a margin located in an Adriatic palaeoenvironment to the east of the Ligurian Ocean or, as we have proposed [8,20], from a margin on the European side of this former ocean.
1 Introduction
Les reconstructions palinspastiques entre les formations de l'océan ligure, ouvert au Jurassique entre les domaines continentaux d'Europe occidentale et Adria, se heurtent à maintes difficultés : l'allochtonie des ophiolites dans l'Apennin et, en Corse orientale, le métamorphisme HP–BT qui a affecté les séries ophiolitiques des Schistes lustrés, le faible volume des formations qui ont échappé à l'érosion ou à l'enfouissement tectonique. Des critères stratigraphiques, sédimentologiques et géochimiques peuvent toutefois être utilisés pour situer les positions relatives de portions démembrées du paléo-océan ligure.
2 Caractères géochimiques des ophiolites
(A) On sait que les ophiolites des Ligurides internes de l'Apennin [26] sont de type « normal » (N-MORB). Il en est de même pour les ophiolites des Schistes lustrés de Corse [3] qui, à la différence des précédentes, ont été subductées dans des conditions de HP–BT au Crétacé supérieur–Éocène, avant d'être partiellement exhumées.
(B) Il existe en outre, en Corse, des ensembles ophiolitiques ayant échappé au métamorphisme HP–BT. C'est le cas dans la nappe de Balagne [7,22], située en position très externe et superposée tectoniquement à l'Éocène autochtone de Corse occidentale (Fig. 2). C'est aussi le cas des unités supérieures du Nebbio (Saint-Florent), faisant partie d'un ensemble allochtone superposé tectoniquement aux Schistes lustrés [22] : à la position structurale près, on considère unanimement que les séries ophiolitiques du Nebbio équivalent à celles de Balagne. L'analyse géochimique le confirme : à la fois en Balagne [3,8] et dans le Nebbio [23,24], les basaltes jurassiques sont de type E-MORB à T-MORB, et caractérisent le voisinage relatif d'une marge, voire l'aplomb d'une croûte continentale amincie [20].
(C) On connaît, en Corse orientale, les restes d'une nappe dite du « Rio Magno » [7,18] qui, elle non plus, n'a pas subi d'empreinte métamorphique sensible. Cette nappe est superposée tectoniquement à l'unité tectonique la plus haute des unités (de type « Inzecca » [2]) de la zone des Schistes lustrés. Les basaltes du Rio Magno sont, au contraire de ceux de la Balagne et du Nebbio, de type N-MORB [19] : aussi peuvent-ils être comparés à ceux de l'Apennin.
(D) Enfin, l'unité de Pineto, située entre Francardo et Ponte-Leccia, un peu au sud de la nappe de Balagne, a longtemps été considérée comme se rattachant à cette dernière [17,21], du fait de l'absence de métamorphisme sensible l'affectant et de sa position tectonique élevée.
Par la suite, cependant, l'étude géochimique des basaltes traversant en dykes les gabbros de cette unité dans sa partie méridionale (bois de Pineto et Casaluna) a révélé [23,24] le caractère N-MORB de ces basaltes, ce qui excluait de les rapprocher des basaltes (E-MORB à T-MORB) de Balagne ou du Nebbio [24].
Ce résultat est confirmé ici par l'analyse de quatre échantillons de basaltes, prélevés cette fois dans les coulées au-dessus des gabbros de l'unité de Pineto. Ils se situent à la partie nord-ouest de cette unité, au revers de la Testa a l'Ortone, au sud-ouest de la gare de Ponte Leccia (, ). On trouvera dans le Tableau 1 les résultats de nos quatre analyses et, pour comparaison, de deux des quatre analyses [24] des dykes basaltiques des gabbros de Pineto–Casaluna. On constatera sur le diagramme de la Fig. 1 que les spectres de tous ces basaltes sont très proches et qu'ils caractérisent des basaltes de type N-MORB.
Analyses chimiques des basaltes de l'unité de Pineto : comparaison des coulées de Testa a l'Ortone (éch. 3–6, ce travail) et des dykes dans les gabbros du Bois de Pineto et de la Casaluna (cf. [24]). Analyses 3–6, BRGM : majeurs, FX ; traces, ICP-MS
Chemical analyses of basalt samples from the Pineto Unit: comparison between Testa a l'Ortone lavas (samples 3–6; this paper) and dykes crosscutting the gabbros in the Pineto Foret and the Casaluna river (see [24]). Analyses 3–6, BRGM: major-, FX; trace-elements, ICP-MS
| Co37P [23] | Co40P [23] | 3 | 4 | 5 | 6 | |
| Pineto, B dyke | Pineto, B dyke | Testa a l'Ortone | Testa a l'Ortone | Testa a l'Ortone | Testa a l'Ortone | |
| SiO 2 | 48,52 | 49,52 | 47,9 | 52,2 | 45,5 | 46,2 |
| Al 2 O 3 | 16,22 | 15,99 | 16,4 | 14,4 | 16,2 | 17,4 |
| Fe 2 O 3 * | 8,01 | 9,41 | 10,6 | 9,2 | 13,5 | 11,3 |
| MnO | 0,11 | 0,11 | 0,19 | 0,2 | 0,26 | 0,22 |
| MgO | 10,84 | 8,68 | 5,4 | 7,5 | 4,8 | 5,5 |
| CaO | 10,71 | 8,45 | 10,2 | 7,7 | 8,3 | 9,5 |
| Na 2 O | 3,04 | 4,32 | 2,8 | 2,5 | 3,2 | 2,9 |
| K 2 O | 0,03 | 0,02 | 0,05 | 0,06 | 0,05 | 0,04 |
| TiO 2 | 1,09 | 1,78 | 1,16 | 0,9 | 2,96 | 1,24 |
| P 2 O 5 | 0,38 | 0,33 | 0,1 | 0,08 | 0,12 | 0,07 |
| P.F. | 1,68 | 2,12 | 4,77 | 4,56 | 4,58 | 4,95 |
| Total | 100,63 | 100,73 | 99,57 | 99,3 | 99,47 | 99,32 |
| Cr | 314 | 182 | 50 | 71 | 50 | 61 |
| Ni | 198 | 134 | 50 | 48 | 54 | 98 |
| Co | 36 | 34 | 32 | 27 | 26 | 33 |
| Rb | 3 | 2 | 1 | 2 | 1 | |
| Ba | 40 | 23 | 10 | 13 | 12 | 10 |
| Sr | 197 | 201 | 88 | 77 | 58 | 59 |
| Nb | 1,07 | 1,63 | 0,8 | 0,7 | 0,8 | 0,7 |
| Zr | 117 | 185 | 162 | 88 | 134 | 73 |
| Y | 23 | 38 | 39 | 29 | 39 | 31 |
| La | 2,65 | 4,14 | 3,9 | 2,8 | 3,8 | 3,7 |
| Ce | 8,67 | 14 | 12,7 | 9,6 | 12,4 | 11,1 |
| Nd | 8,98 | 14,6 | 12,7 | 10,1 | 13,3 | 10,3 |
| Eu | 1,2 | 1,59 | 1,7 | 1,3 | 1,7 | 1,4 |
| Dy | 4,95 | 7,59 | 6,7 | 5,3 | 6,9 | 5,3 |
| Er | 3,02 | 4,73 | 4,2 | 3,3 | 4,3 | 3,4 |
| Yb | 2,7 | 4,48 | 3,9 | 2,9 | 4 | 3,2 |
En résumé, leurs caractères géochimiques permettent d'opposer deux types d'ophiolites : les unes (E-MORB), relativement précoces (Balagne et Nebbio), et les autres (N-MORB), parmi lesquelles on distingue, en Italie, les ophiolites des Ligurides internes et, en Corse, celles du Rio Magno et de Pineto, ainsi que celles, ultérieurement métamorphisées, des Schistes lustrés.
3 Caractères des formations sédimentaires supra-ophiolitiques
Nous considérerons ici uniquement les séries qui, ayant échappé à un métamorphisme alpin appréciable, ont pu fournir des datations micropaléontologiques fiables.
La couverture sédimentaire des ophiolites débute en général par des radiolarites, généralement peu épaisses, mais parfois absentes (cas du Rio Magno). Leur dépôt, débutant au Jurassique moyen, se poursuit dans le Jurassique supérieur, comme le montrent les datations obtenues [1] dans les Ligurides internes de l'Apennin.
Aux radiolarites succède, dans la plupart des cas, l'épisode des calcaires à calpionelles, daté du Berriasien. Dans la nappe de Balagne, ce terme se charge de détritus continentaux [8], indiquant la proximité d'une marge continentale, et d'autant plus abondants qu'on se déplace plus vers le nord-ouest.
On passe plus haut aux « Argille a Palombini », faciès typiquement « apennin », à bancs irréguliers de micrites compactes à épontes souvent silicifiées dans la partie la plus basse des Palombini, où le Berriasien supérieur à Calpionellopsis a été souvent caractérisé. Ce faciès monte plus ou moins haut dans la série stratigraphique : Barrémo-Aptien en Balagne [13,22] et, dans l'Apennin, jusqu'au Santonien terminal–Campanien inférieur [14].
C'est par les Palombini que se termine la sédimentation proprement océanique des séries ophiolitiques. Plus haut apparaissent en Corse des faciès plus ou moins flyschoïdes : ils paraissent débuter à l'Albo-Cénomanien et se poursuivre au Crétacé supérieur.
4 Situation structurale de l'unité de Pineto
La succession sédimentaire de l'unité de Pineto surmonte des termes ophiolitiques (gabbros et basaltes N-MORB).
(A) Affleurement de l'unité de Pineto : comme la nappe de Balagne, plus au nord, l'unité de Pineto est située à l'ouest du grand accident séparant les zones internes de Corse ( « zone des Schistes lustrés ») et les zones externes. Des fractures verticales importantes séparent les ophiolites de Pineto d'avec les unités tectoniques prépiémontaises (nappes externes) : à l'est, l'unité de la Cima Pedani ; au sud, l'unité de Caporalino [21]. L'ensemble ophiolitique de Pineto peut être ainsi considéré comme effondré par rapport à ces unités à matériel continental, auxquelles il devait être initialement tectoniquement superposé.
Le puissant complexe gabbroïque de Pineto, observable du talweg de la Casaluna (250 m) à la Cima Ferletto (875 m), se suit sur environ 7 km entre la Croix de Setonia, au sud, et le confluent Golo-Asco, au nord (Fig. 2). Au sud-ouest de Ponte Leccia, le Golo traverse le massif gabbroïque, en isolant sur la rive gauche (ouest), la Testa a l'Ortone (344 m). Au revers ouest de ce sommet, les gabbros sont surmontés de résidus de basaltes, puis la couverture sédimentaire débute par des radiolarites et s'achève par un épais flysch silico-clastique qui, au nord-ouest, s'enfonce sous l' « unité d'Aliterneta » (Fig. 3).
(B) L'unité d'Aliterneta ou de Ponte Leccia [17] (Schistes lustrés), elle aussi ophiolitique, domine au nord-ouest la gare de Ponte-Leccia. Essentiellement formée de basaltes en oreillers, couronnés par des brèches volcaniques [4, Figs. 12–13], elle est surmontée de résidus, coincés entre des fractures, de radiolarites et de schistes à lits de calcaires marmoréens à « ponctuations », ayant les caractères de la formation d'Erbajolo [2], définie dans les Schistes lustrés « supérieurs » de type « Inzecca ». Ce lambeau (2 km2) est un résidu, déjà reconnu par E. Maury [16], de l'avancée vers l'ouest de la nappe des Schistes lustrés, superposé aux zones externes.
Du côté ouest (Figs. 2 et 3), cette unité d'Aliterneta surmonte l'unité prépiémontaise parautochtone de l'Orienda (socle paléozoïque et couverture mésozoïque) par l'intermédiaire de la petite « unité de la Punta di Tribbio ». Celle-ci montre des faciès « balano-ligures » apparentés à ceux de la nappe de Balagne [7] : calcaires de type « Palombini » à passées pélitiques ; lydiennes, plus ou moins quartzifiées ; niveaux gréso-calcaires à lentilles conglomératiques, en particulier de type « Toccone » (Albo-Aptien ?). Ces termes ont été étirés et affectés par un métamorphisme sensible.
Ainsi, le lambeau de Schistes lustrés de l'unité d'Aliterneta repose-t-il – même si les contacts, mal visibles, ont pu rejouer en failles – au nord-ouest sur l'unité de Tribbio, d'affinités balano-ligures, et au sud-est sur l'unité de Pineto. De ce fait, ces deux dernières unités, situées toutes deux sous les Schistes lustrés d'Aliterneta, avaient-elles été regroupées [21], malgré leur différence sensible de faciès, sous le nom d'unité (balano-ligure) de Pineto-Tribbio. La récente mise en évidence [24 et ce travail] de la nature N-MORB des basaltes de Pineto n'autorise plus un tel regroupement avec la nappe de Balagne dont les basaltes présentent une affinité E-MORB.
5 Succession sédimentaire de l'unité de Pineto
Les auteurs qui, de 1930 à 1954, ont étudié ce secteur, ont souligné la ressemblance des faciès de cette succession avec celle de la Balagne sédimentaire, à cette époque tenue pour entièrement éocène et en position autochtone. Les études menées après 1960 ont établi qu'en Balagne, ces dernières formations étaient en fait principalement crétacées et que, allochtones, elles appartenaient à une « nappe de Balagne ». Nous allons montrer qu'il en est de même pour la couverture sédimentaire de l'unité de Pineto avec, de bas en haut (Fig. 4, colonne 2) et du sud-est vers le nord-ouest (Fig. 3) : 1, radiolarites ; 2, Palombini ; 3, marnes olivâtres ; 4, flysch pélito-microbréchique.
Successions sédimentaires supra-ophiolitiques crétacées de diverses unités tectoniques de Corse et comparaison avec l'Apennin interne.
Cretaceous supra-ophiolitic sedimentary successions of some Corsican tectonic units and comparison with the internal Apennine.
Les conditions d'affleurement sont médiocres, sauf (Fig. 2) sur le sentier de crête entre Testa a l'Ortone et la Bocca di Muratello (termes 1 à 4, base) et dans le talweg du ruisseau de Balliccione (terme 4, haut).
Terme 1. Des radiolarites, généralement rouges, parfois vertes, reposent de loin en loin, tantôt sur les basaltes, tantôt sur les gabbros par l'intermédiaire de brèches ophiolitiques (W cote 344, cf. [4, Fig. 15]).
Terme 2. Essentiellement formé de pélites grises ou verdâtres, parfois feuilletées, ce terme, de l'ordre de 50–100 m, admet de loin en loin des bancs (un à plusieurs décimètres) de calcaires gris clair à grain fin, souvent à radiolaires et chargés de minuscules quartz détritiques. Ces bancs sont plus abondants à l'extrême base de ce terme sur la crête au nord-ouest de Testa a l'Ortone : quelques Calpionelles (Calpionellopsis oblonga, Tintinnopsella carpathica [17]) à minces loricas y datent le Berriasien supérieur. Le même âge se retrouve (C. oblonga, Calpionella alpina) quelques dizaines de mètres plus haut (S de la cote 213). La partie plus élevée de ce terme n'a pu être datée. Les bancs calcaires, souvent à épontes silicifiées, rappellent ceux des « Argille a Palombini » de l'Apennin ligure.
Terme 3. En apparente continuité (crête 315), ce terme est constitué de marnes olivâtres indurées (environ 20 m), avec quelques lits pluricentimétriques de quartzites et de calcaires gris à grain fin (éch. Co 150 et 125 : Tableau 2), qui ont montré de rares foraminifères, souvent silicifiés, de l'Albien–Cénomanien.
Terme 4. Un flysch pélito-microbréchique ( « flysch de Balliccione »), surmonte, en continuité assurée, le terme 3. Son épaisseur, précédemment sous-estimée [17], peut atteindre 300 m. En effet, ce flysch plonge presque uniformément vers l'ouest-nord-ouest, sa valeur moyenne oscillant autour de 40° (en fait de 20 à 70°), sans repli notable, ni redoublement tectonique observé.
Parmi les nombreuses préparations, un tiers environ, confectionnées dans les horizons calcareux moins détritiques de ce flysch, ont montré de très rares sections de microorganismes, toujours en médiocre état. Les petites formes ( « globigérines », gümbelines) sont généralement remplies d'oxyde de fer. Les « Globotruncanidés » (une ou deux sections dans les lames favorables) peuvent être silicifiés. À la partie moyenne du flysch, trois échantillons (Co 127, 135, 135 bis) sont parsemés de minuscules débris roulés d'Orbitolinidés (confirmés par R. Schröder, Francfort-sur-le-Main). Une lame (Co 135) montre en outre des restes (dét. A. Poignant, Paris) de Paraphyllum primaevum, algue floridée réputée albo-cénomanienne et, plus hypothétiquement, d'Hemiphyllum atacicum. L'attribution du flysch de Balliccione à l'Albo-Cénomanien a pu être assurée grâce aux foraminifères planctoniques, aucune différence d'âge n'étant sensible du terme 3 au sommet du terme 4. Les essais de recherche de nannoplancton (S. Gardin, Paris) ont été infructueux.
6 La microfaune planctonique (M.-J. F.-W.)
Le Tableau 2 porte la liste des espèces reconnues, avec leur répartition stratigraphique d'après M. Caron [5]. On peut ainsi attribuer l'assemblage cité au passage Albien–Cénomanien : sommet de la zone à Rotalipora appenninica et zone à R. brotzeni (bande en grisé sur le tableau). La partie droite du tableau précise le contenu en formes pélagiques des échantillons étudiés, dont certaines ont été photographiées (Fig. 5).
7 Les détritus du flysch de Balliccione
Les bancs grossiers (grès et surtout microbrèches), d'épaisseur d'ordre décimétrique ou pluridécimétrique, s'intercalent irrégulièrement dans les pélites, parfois légèrement carbonatées. La composition des microbrèches résulte du remaniement d'un socle continental de nature granitique et volcano-sédimentaire. Quelques petits fragments basaltiques peuvent provenir de la base ophiolitique de l'unité.
Les grès, de grain varié, sont souvent chargés de micas, surtout de muscovite, soulignant le litage, et de plagioclases détritiques, le quartz n'étant qu'exceptionnellement bien roulé ; le ciment peut être calcareux ou microquartzitique. Par augmentation de la taille des éléments, de plus en plus anguleux, on passe des grès à des microbrèches plus ou moins grossières. Les fragments les plus importants, situés à la partie la plus élevée de la formation, n'excèdent pas la dimension centimétrique. Des rhomboèdres d'ankérite peuvent obscurcir la roche. Pouvant dériver de l'altération de granitoïdes, à côté du quartz (jusqu'à 25 %) parfois pluricristallin, on note, en proportions variables : plagioclases, feldspath-K (rare), muscovite, biotite plus ou moins déferrisée et chlorite. Comme éléments lithiques, on trouve : micaschistes ; quartzites métamorphiques, parfois à biotite, ou à deux micas ; grès étirés ; granitoïdes s.l. ainsi que de grands plagioclases calcitisés. Apparaissent aussi de très abondants éléments lithiques brunâtres, à fond quartzo-feldspathique phyllitisé, issus de formations volcano-sédimentaires permiennes, à côté de fragments de rhyolites souvent recristallisées ou phyllitisées et exceptionnellement des clastes de micropegmatites graphiques issues de microgranites permiens.
Dans quelques bancs, on note des débris de micrites et de calcaires à faciès de plate-forme. Ces derniers proviennent de niveaux d'âge Jurassique supérieur : sparites à coralliaires ; sparites à intraclastes et milioles ; calcaires oolitiques ; calcaires à Audienusina fourcadei et micrites à Tubiphytes (dét. B. Peybernès, Toulouse).
8 Interprétations et conclusions
L'unité ligure de Pineto montre ainsi l'association à des ophiolites N-MORB, d'une couverture sédimentaire comportant un flysch silico-clastique albo-cénomanien, alimenté en détritus continentaux. L'unité du Rio Magno, située dans une toute autre situation tectonique et géographique (au sommet et à l'est de la pile tectonique des Schistes lustrés corses) avait déjà montré [18,19] des indices d'une association analogue (basaltes N-MORB et flysch albo-cénomanien), mais la médiocrité des affleurements et l'intense fracturation laissaient peser certaines interrogations auxquelles permet de répondre l'examen de l'unité de Pineto.
Une telle association représente un fait original dans le domaine ligure corso-apenninique. On peut toutefois envisager que ce flysch relativement proximal soit sensiblement contemporain d'intercalations, en position plus distale, de grès quartzeux dans les Palombini des Ligurides internes de l'Apennin ; comme aussi des passées quartzitiques signalées [2] à la partie supérieure de la formation d'Erbajolo (Schistes lustrés « supérieurs » de type Inzecca).
8.1 La liaison stratigraphique des termes de la couverture sédimentaire de l'unité de Pineto
La succession de la triade basaltes–radiolarites–Palombini peut s'observer dans le talweg au nord-est de la Bocca di Muratello (325 m au SSW de la cote 213), avec quelques indices d'étirement. Sur le sentier de crête de Testa a l'Ortone à Bocca di Muratello, on passe progressivement des Palombini au flysch pélito-microbréchique de Balliccione, comme l'avaient admis implicitement les auteurs ayant étudié le secteur [4,6,17]. Seul, I. Vieuxblé plaçait un contact anormal [15] entre une unité inférieure ( « Ophiolite-Einheit » = l'ophiolite de Pineto, avec son couronnement de Kalkkieselschiefer = les Palombini), et une unité tectonique plus élevée, formée par des « Grauwacken-Sandsteine » (= le flysch de Balliccione). Il comparaît ce flysch à l'Éocène détritique de sa « San Angelo-Einheit », c'est-à-dire l'unité prépiémontaise de Caporalino [21] : mais, ni l'âge Albo-Cénomanien que nous avons reconnu, ni la situation normale de ce flysch au-dessus d'ophiolites (alors que l'unité de Caporalino est à substratum granitique) ne permettent de retenir une telle interprétation.
8.2 L'âge de la succession sédimentaire de l'unité de Pineto
Cette succession a longtemps été tenue dater de l'Éocène [4,6,10,16]. Nous venons de la dater du Crétacé. Les micrites de la partie inférieure des Palombini (faciès classique de l'Apennin septentrional) ont fourni des Calpionelles du Berriasien supérieur. Les niveaux de passage des Palombini au flysch de Balliccione admettent des micrites ferrugineuses à hebbergelles de l'Albo-Cénomanien (Tableau 2).
Les microorganismes observés dans le flysch, jusqu'à son sommet, toujours dans des niveaux détritiques, ont été évidemment déplacés de leur biotope originel, sinon remaniés. Ils s'accordent cependant avec un âge Albo-Cénomanien. Une telle datation avait été soupçonnée, du fait de l'analogie de faciès avec certains termes de cet âge de la nappe de Balagne [17]. L'âge « Alttertiär » [15] doit être abandonné, aucun indice paléontologique ne le justifiant.
8.3 Comparaison avec les séries crétacées des autres unités ligures (Fig. 4)
Les Palombini supra-ophiolitiques sont connus dans toutes ces unités, qu'elles soient proches (nappe de Balagne) ou éloignées (Ligurides internes de l'Apennin) de la marge continentale.
En revanche, une différenciation de faciès s'observe à la fin du Crétacé inférieur. Dans l'Apennin septentrional (Fig. 4, colonne 4), le faciès Palombini peut se poursuivre jusqu'au Santonien supérieur–Campanien inférieur [9,14] : aucun flysch silico-clastique de l'Albo-Cénomanien n'y est connu. En revanche, dans les unités « balano-ligures » de Corse, des faciès détritiques, souvent grossiers, apparaissent à un moment discuté, dès le Barrémien pour certains [13], à l'Albo-Cénomanien pour d'autres [7]. Ce dernier âge a été ainsi attribué, immédiatement au-dessus des Palombini, au « flysch à lydiennes » noires (grès et microbrèches calcareux, à spicules, plus ou moins silicifiés) de la nappe de Balagne ; ce flysch s'indentant avec les « grès de la gare de Novella », bien datés de l'Albien supérieur [12] et du Cénomanien [22].
C'est à ce dernier faciès que les microbrèches du flysch de Balliccione ont pu être comparées [17,21], ce qu'établissent nos datations. On sait cependant qu'à la différence de la Balagne (aux ophiolites E-MORB), les ophiolites de Pineto sont de type N-MORB. Ceci montre que l'apport détritique a atteint, à l'Albo-Cénomanien, des zones océaniques éloignées du continent, sans cependant envahir les domaines océaniques proprement « apennins ».
8.4 Les débris d'origine continentale du flysch de Balliccione
Ils sont de faciès analogue, mais de taille beaucoup plus faible (généralement d'ordre plurimillimétrique), à ceux des niveaux grossiers liés au Flysch à lydiennes de Balagne, où les éléments remaniés sont souvent de taille décimétrique, voire à l'état d'olistolites. Le domaine de la future unité de Pineto pouvait donc se trouver plus loin de la zone continentale d'alimentation que le domaine balano-ligure, ce qui s'accorde avec la nature N-MORB de ses basaltes.
L'essentiel de cet apport détritique provient de l'érosion d'un socle à la fois cristallophyllien et granitique, et de son revêtement de Permien volcano-sédimentaire rhyolitique.
On peut donc envisager que la même marge continentale a nourri les dépôts d'âge Albo-Cénomanien, tant en Balagne que dans le domaine Pineto–Rio Magno. Selon l'optique choisie, on situera cette marge, soit à l'est du domaine ligure en la reliant à un paléocontinent Adria, soit (cf. [8,20]), du côté européen de l'espace océanique ligure.
Remerciements
Les auteurs tiennent à remercier E. Padoa (Florence) qui, nous ayant initialement accompagnés et nous ayant procuré un lot de lames minces, aurait dû cosigner ce travail, à G. Bignot (Paris), B. Peybernès (Toulouse), A. Poignant (Paris) et R. Schröder (Francfort-sur-le-Main), pour leurs remarques micropaléontologiques, à P. Eichene (Toulouse), pour la réalisation de la planche photographique, ainsi qu'aux rapporteurs, pour leurs utiles suggestions.