Géologie de l’île de Crète

L’île de Crète est située à environ 100 km au nord de la faille de la lithosphère où la plaque océanique africaine s’enfonce sous la plaque continentale eurasiatique, plus précisément sous la microplaque égéenne qui est une extension de la plaque eurasiatique. Cette subduction de la plaque africaine a débuté au Miocène inférieur, il y a environ 20 Ma. Au Miocène moyen, il y a environ 15 Ma, la mer Méditerranée s’est formée et la microplaque égéenne, soulevée, présentait, au nord de la Méditerranée, une côte continue allant du Péloponnèse à l’Anatolie ; la mer Égée n’était alors qu’un lac situé à l’arrière de cette côte. Au Miocène supérieur, il y a environ 12 Ma, cette côte s’est morcelée, donnant naissance à la mer Égée ; il y a 8 Ma, la Crète s’est séparée de l’Anatolie ; il y a 5 Ma, elle s’est séparée du Péloponnèse.

De nos jours, la mer Égée est séparée de la mer Méditerranée par ce qui est nommé l’arc égéen, ou arc hellénique, un arc d’îles non volcaniques comprenant notamment les îles Ioniennes, la Crète et l’île de Rhodes, reliant le Péloponnèse, à l’ouest, aux montagnes de Lycie, dans le sud-ouest de l’Anatolie, et aux monts Taurus, dans le sud-est de l’Anatolie. La Crète constitue la partie centrale de cet arc ; sa côte sud, située près du bord de la microplaque soulevée, présente un relief particulièrement escarpé ; on peut aussi voir sur la côte sud, depuis la mer, la trace des anciens littoraux situés maintenant plusieurs mètres au-dessus du niveau actuel de la mer. Le soulèvement de la plaque égéenne a aussi causé une cassure de cette plaque, donnant naissance à un arc égéen intérieur, grossièrement concentrique au premier arc, formé d’îles volcaniques dont la plus célèbre est l’île de Santorin.

Le soulèvement de la microplaque égéenne a aussi causé une fragmentation de la partie de la croûte terrestre constituant le socle de la Crète ; certains des fragments se sont trouvés rehaussés, formant les quatre grands massifs montagneux de l’île : les Montagnes Blanches (Λευκά Όρη / Lefká Óri), situées dans la partie ouest de l’île ; le massif du Psiloritis (Ψηλορείτης / Psiloreítis), situé dans le centre-ouest de l’île, ; le massif du Dicté (Όρος Δίκτη), situé dans le centre-est de l’île ; les monts Thrypti (Όρη Θρυπτής) et les monts Orno (Όρος Ορνό), situés dans l’est de l’île. Ces massifs montagneux, formés à l’ère tertiaire, constituent ce que les géographes nomment des horsts ; ces horsts sont séparés par des fossés d’effondrement, nommés grabens, qui ont été comblés par des sédiments au Miocène, à la fin de l’ère tertiaire, puis au Pléistocène et à l’Holocène, pendant l’ère quaternaire. Ces roches sédimentaires, constituées de marnes tendres, ont donné naissance aux quelques plaines de l’île : l’isthme de Réthymnon, situé entre les Montagnes Blanches et le Psiloritis ; la plaine minoenne, située entre le Psiloritis et le Dicté, étendue au Quaternaire par la plaine de la Messara ; l’isthme d’Iérapétra, situé entre le Dicté et les monts Orno.

Au début du Pliocène, seuls les horsts émergeaient et la Crète était constituée d’une succession d’îles formées par ces sommets.

Le socle de l’île est constitué de marbres dolomitiques à silex datés du Permien supérieur et du Trias supérieur, c’est-à-dire d’il y a environ 250 Ma ; ces marbres dolomitiques se rencontrent notamment à la base des monts Taléens (Ταλλαία Όρη), situés au nord de l’Ida, et à la base des Montagnes Blanches.

Au-dessus de cette strate se trouve une strate de calcaire en plaquettes (ενότητα των « Πλακωδών Ασβεστολίθων ») (« Plattenkalk ») qui s’est constituée sur une longue durée depuis le Permien, à la fin de l’époque paléozoïque, jusqu’à l’Éocène, à l’époque cénozoïque, et qui a une épaisseur de plusieurs milliers de mètres, jusqu’à 5 km (en orange sur la carte) ; cette strate de calcaire en plaquettes, rehaussée par la subduction de la plaque tectonique africaine, constitue la majeure partie des massifs montagneux de la Crète.

La nappe de calcaire du Pinde, ou du Pindos, (ενότητα της Πίνδου) (en vert sur la carte) peut s’observer notamment : dans le massif karstique du mont Kédros (Κέντρος) (1 777 m), situé au sud-ouest du mont Ida. On trouve des nappes intermédiaires près de Miamou (Μιαμού), au nord de l’Astéroussia et près d’Arvi (Άρβη), au sud de Viannos. Le nom de cette couche géologique provient du nom du mont Pinde, ou Pindos (Πίνδος), en Épire, où elle a été identifiée pour la première fois.

Le décapage postérieur de la nappe imperméable de phyllites-quartzites, au cours de l’Oligocène et du Miocène, et de la nappe de calcaire de Tripoli (ενότητα της Τρίπολης), a permis la transformation en masse karstique de la masse de calcaire en plaquettes ; cette masse karstique, de plusieurs kilomètres d’épaisseur, constituée de calcaire en plaquettes et de calcaire de Tripoli, a été creusée par l’érosion qui a créé les nombreuses gorges de l’île, dont les plus célèbres sont les gorges de Samaria, dans les Montagnes Blanches.

Au Jurassique et au Crétacé se sont déposées les nappes supérieures constituées d’ophiolites et de roches cristallines (en rouge sur la carte), telles que la nappe de l’Astéroussia.

La couche sédimentaire la plus ancienne est constituée de brèche, déposée, au cours du Miocène moyen, sur les nappes plus anciennes de calcaire en plaquettes, de phylitte-quartzite, de calcaire de Tripolis ou de calcaire du Pindos, souvent au contact d’une faille ; on rencontre cette brèche principalement dans l’ouest de l’île, notamment près de la localité de Topolia. La brèche de Topolia est un agrégat de minéraux cimentés par du calcaire sédimentaire.

Pendant le Miocène moyen et le Pléistocène inférieur, les fossés d’effondrement de Réthymnon, d’Héraklion et d’Iérapétra furent comblés par des sédiments détritiques, constituées de marnes, de grès et de calcaire dur jaune-blanc, le tout riche en fossiles. À cette époque la Crète devait être reliée au Péloponnèse, au niveau de Cythère et d’Anticythère, permettant à des animaux du continent, ne pouvant pas nager, de passer en Crète ; c’est dans ces sédiments qu’ont été découverts des squelettes fossiles de dinothères géants.

La surrection de la Crète continua à l’Ère quaternaire, au cours du Pléistocène et de l’Holocène, donnant le jour à des plaines sédimentaires, dont la plus connue est la plaine de la Messara, au milieu de la côte sud de l’île ; depuis cette époque, il y a environ 2 Ma, la Crète présente à peu près l’aspect que nous lui connaissons de nos jours, même si l’île connait encore des mouvements d’extension vers le nord, vers l’ouest et vers l’est et un léger déplacement vers le sud. Ces mouvements sont à l’origine des fréquents séismes et tremblements de terre que subit la Crète.

La richesse géologique de la Crète lui vaut de détenir deux parcs naturels classés par l’UNESCO comme Géoparcs mondiaux : le Géoparc du Psiloritis et le Géoparc de Sitia.

De plus ce mouvement géotectonique de subduction entraîne un basculement de l’île autour d’un axe nord-ouest–sud-est : la partie occidentale de l’île s’élève, tandis que la partie orientale s’abaisse.

• Paléozoïque ou ère primaire : de 541 Ma à 252 Ma.
  • Cambrien : de 541 Ma à 485 Ma.
  • Ordovicien : de 485 Ma à 443 Ma.
  • Silurien : de 443 Ma à 419 Ma.
  • Dévonien : de 419 Ma à 359 Ma.
  • Carbonifère : de 359 Ma à 299 Ma.
  • Permien : de 299 Ma à 252 Ma.
    • Permien inférieur ou Cisouralien : de 298,9 Ma à 272,3 Ma.
    • Permien moyen ou Guadalupien : de 272,3 Ma à 259,9 Ma.
    • Permien supérieur ou Lopingien : de 259,9 Ma à 252,2 Ma.
• Mésozoïque ou ère secondaire : de 252 Ma à 66 Ma.
  • Trias : de 252 Ma à 201 Ma.
    • Trias inférieur : de 252 Ma à 247 Ma.
      • Indusien : de 252,2 Ma à 251,2 Ma.
      • Olénékien : de 251,2 Ma à 247,2 Ma.
    • Trias moyen : de 247 Ma à 235 Ma.
      • Anisien : de 247,2 Ma à 242 Ma.
      • Ladinien : de 242 Ma à 235 Ma.
    • Trias supérieur : de 235 Ma à 201 Ma.
      • Carnien : de 235 Ma à 228 Ma.
      • Norien : de 228 Ma à 208,5 Ma.
      • Réthien : de 208,5 Ma à 201,3 Ma.
  • Jurassique : de 201 Ma à 145 Ma.
    • Jurassique inférieur : de 201,3 Ma à 174,1 Ma.
    • Jurassique moyen : de 174,1 Ma à 163,5 Ma.
    • Jurassique supérieur : de 163,5 Ma à 145 Ma.
  • Crétacé : de 145 Ma à 66 Ma.
    • Crétacé inférieur : de 145 Ma à 100,5 Ma.
    • Crétacé supérieur : de 100,5 Ma à 66 Ma.
• Cénozoïque : de 66 Ma à aujourd’hui.
  • Ère tertiaire : ancien nom de l’ensemble du Paléogène et du Néogène.
  • Paléogène : de 66 Ma à 23 Ma.
    • Paléocène : de 66 Ma à 56 Ma.
    • Éocène : de 56 Ma à 34 Ma.
      • Éocène inférieur :
        • Yprésien : de 54,8 Ma à 49 Ma.
      • Éocène moyen : de 49 Ma à 37 Ma.
        • Lutétien : de 49 Ma à 41,3 Ma.
        • Bartonien : de 41,3 Ma à 37 Ma.
      • Éocène supérieur :
        • Priabonien : de 37 Ma à 33,8 Ma.
    • Oligocène : de 33,8 Ma à 23 Ma.
      • Oligocène inférieur ou Rupélien : de 33,8 Ma à 27,8 Ma.
      • Oligocène supérieur ou Chattien : de 27,8 Ma à 23 Ma.
  • Néogène : de 23 Ma à 2,6 Ma.
    • Miocène : de 23 Ma à 5,3 Ma.
      • Miocène inférieur : de 23 Ma à 16 Ma.
        • Aquitanien : de 23 Ma à 20,5 Ma.
        • Burdigalien : de 20,5 Ma à 16 Ma.
      • Miocène moyen : de 16 Ma à 11,6 Ma.
        • Langhien : de 16 Ma à 13,6 Ma.
        • Serravalien : de 13,6 Ma à 11,6 Ma.
      • Miocène supérieur : de 11,6 Ma à 5,3 Ma.
        • Tortonien : de 11,6 Ma à 7,2 Ma.
        • Messinien : de 7,2 Ma à 5,3 Ma.
    • Pliocène : de 5,3 Ma à 2,6 Ma.
      • Pliocène inférieur :
        • Zancléen : de 5,3 Ma à 3,6 Ma.
      • Pliocène supérieur :
        • Plaisancien : de 3,6 Ma à 2,6 Ma.
  • Ère quaternaire : de 2,6 Ma à aujourd’hui.
    • Pléistocène : de 2,6 Ma à 11 700 ans.
      • Pléistocène inférieur : de 2,6 Ma à 0,781 Ma.
        • Gélasien : de 2,6 Ma à 1,8 Ma.
        • Calabrien : de 1,8 Ma à 0,781 Ma.
      • Pléistocène moyen ou Chibanien : de 0,781 Ma à 0,126 Ma.
      • Pléistocène supérieur ou Tarentien : de 0,126 Ma à 0,0117 Ma.
    • Holocène : de 11 700 ans à aujourd’hui.