|  Structure géologique de la Crète | | La Crète n’est qu’un maillon d’une grande chaîne de montagnes qui s’est formée au début de l’Ère tertiaire, il y a environ 66 Ma, avec l’orogenèse alpine, c’est-à-dire le processus qui a construit les montagnes depuis les Pyrénées jusqu’à l’Himalaya, en passant par les Alpes et le Caucase, lorsque les plaques tectoniques eurasienne, africaine et indienne sont entrées en collision au cours de leurs dérives. _small.jpg "Géologie de l'île de Crète. Situation tectonique de la Crète (auteur Éric Gaba). Cliquer pour agrandir l'image.") 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. | _small.jpg "Géologie de l'île de Crète. Carte géologique (auteur Creutzburg). Cliquer pour agrandir l'image.") | | Socle de marbre | _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Carrière de marbre dolomitique près de Damasta. Cliquer pour agrandir l'image dans Adobe Stock (nouvel onglet).") 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. | | Nappe de calcaire en plaquettes | | Au-dessus de ce socle de marbres se trouve une strate de calcaire en plaquettes ou en plaques (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. | _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Carrière de calcaire en plaquettes (Plattenkalk) près de Zoniana. Cliquer pour agrandir l'image dans Adobe Stock (nouvel onglet).") _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Utilisation du calcaire en plaquettes (Plattenkalk) au monastère de Vrondissi. Cliquer pour agrandir l'image.") _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Calcaire lamellaire près de Zoniana. Cliquer pour agrandir l'image.") _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Utilisation du calcaire en plaquettes, un mitato près de Zominthos. Cliquer pour agrandir l'image.") | | Nappe de phyllites-quartzites | _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Roche de quartzite à Ardaktos près de Spili. Cliquer pour agrandir l'image.") Entre la fin du Jurassique et la fin du Paléogène, de 145 Ma à 23 Ma, se sont déposées des nappes de phyllites-quartzites (ενότητα των φυλλιτών-χαλαζιτών) (en jaune sur la carte), atteignant jusqu’à 2 km d’épaisseur, particulièrement présentes dans l’ouest de l’île, de part et d’autre des Montagnes Blanches. | | Nappe de calcaire de Tripoli | _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Falaise de calcaire de Tripoli à Plakias. Cliquer pour agrandir l'image.") À la fin de cette même période s’est déposée la nappe de calcaire de Tripoli, ou Tripolitza (en bleu sur la carte), d’une épaisseur maximale de 2 km, qu’on observe notamment à la périphérie du massif du Psiloritis et du massif du Dicté.La couche de calcaire de Tripoli est souvent nommée Tripolitsa ou Tripolitza (Τριπολιτσά), en référence à l’ancien nom de la ville de Tripoli (Τρίπολη) ou Tripolis (Τρίπολις), dans le Péloponnèse, où cette couche de calcaire a été identifiée pour la première fois. | | Nappe de calcaire du Pinde | _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Bloc de calcaire du Pindos sur le mont Kedros près de Kissos. Cliquer pour agrandir l'image dans Adobe Stock (nouvel onglet).") 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. _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Strates géologiques de calcaire du Pindos et de chaille au cap Mélissa près d'Agios Pavlos. Cliquer pour agrandir l'image.")
| _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. Lapiaz karstique à Aimonas près de Perama. Cliquer pour agrandir l'image dans Adobe Stock (nouvel onglet).") 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 nappe de Spili ou la nappe de Vatos. | | Couches sédimentaires | | 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. _small.jpg "Géologie de l’île de Crète. La fosse d'effondrement d'Héraklion vue depuis Rhizénia. Cliquer pour agrandir l'image dans Adobe Stock (nouvel onglet).") 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. |
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|  Liste des tremblements de terre importants en Crète | | L’île de Crète se trouve dans une zone sismiquement active, car la plaque continentale africaine s’enfonce, au sud de la Crète, sous la plaque eurasiatique. Depuis la préhistoire jusqu’à nos jours, le mouvement géotectonique de subduction a provoqué de nombreux séismes, dont de puissants tremblements de terre qui ont causé des destructions des peuplements humains. 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. | | Vers 66 après JC | Des sources anciennes rapportent que, sous le règne de Néron (de 54 à 68 après JC), un puissant tremblement de terre a détruit l’ouest de la Crète, près de Falassarna. | | 21 juillet 365 | Un fort tremblement de terre, suivi d’un raz-de-marée, a lieu entre le sud-ouest du Péloponnèse et la Crète, et détruit plusieurs villes de Crète, faisant 500 morts. Possible élévation de la côte ouest, de 6,5 m au nord-ouest et de 9 m au sud-ouest ; le port de Falassarna se retrouve à plus de 100 m de la mer. | | 415 | Un tremblement de terre détruit de nombreuses cités et endommage Gortyne. | | 7 avril 796 | Tremblement de terre, d’une magnitude comprise entre 7,5 ± 0,4, particulièrement ressenti à Gortyne. Une basilique est détruite. | | 8 août 1303 | Un tremblement de terre en Crète, à Rhodes et à Chypre fait 4 000 morts ; de nombreuses églises byzantines sont détruites. Le tremblement de terre est ressenti jusqu’à Acre, Damas et Le Caire, et finit de détruire le phare d’Alexandrie. | | 29 mai 1508 | Fort tremblement de terre à Héraklion, Sitia et Iérapétra, d’une magnitude de 7,2 ± 0,4. À Héraklion 4 maisons seulement sont demeurées intactes ; on dénombre 300 morts. | | 9 mars 1630 | Tremblement de terre en Crète. | | 16 février 1810 | Un tremblement de terre de forte magnitude, évalué à environ 7,8, détruit un tiers des maisons d’Héraklion, faisant entre 2 000 et 3 000 victimes. | | 12 octobre 1856 | Un tremblement de terre d’une très forte magnitude, évalué à 8,2 ± 0,4, détruit une grande partie des habitations de l’ensemble de la Crète. 11 317 maisons subissent des dégâts dont 6 512 qui sont détruites entièrement. Sur toute l’île 538 personnes sont tuées et 637 personnes sont blessées grièvement. Le tremblement de terre fait aussi des victimes dans les Cyclades et dans le Dodécanèse. | | 18 février 1910 | Fort tremblement de terre à La Canée provoquant de nombreux dégâts et faisant 6 morts dans la région. | | 25 février 1935 | 8 morts. | | 14 mai 1959 | 8 blessés à Pitsidia. | | 9 avril 1965 | 6 morts à Kandanos. | | 29 novembre 1973 | Dégâts à Palaiochora. | | 8 janvier 2006 | Un tremblement de terre de magnitude 6,8 frappe le sud de la Grèce, faisant un blessé et des dégâts matériels, principalement sur l’île de Cythère et à La Canée. | | 27 septembre 2021 | Tremblement de terre d’une magnitude de 6 ; un mort à Arkalochori. | | |
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| | Ères géologiques | « Ma », pour mega annum, est l’abréviation de « million d’années ».- Paléozoïque ou ère primaire : de 541 Ma à 252 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.
- Crétacé : de 145 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.
- Ère quaternaire : de 2,6 Ma à aujourd’hui.
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