La branche Sud-Est de la chaîne Varisque

La branche Sud-Est de la chaîne Varisque s’étend de la Bohème à la Sardaigne en passant par la Corse, le massif des Maures-Tannerons, et la Massif Cristallins Externes.

Le bloc Corso-Sarde

Situé à l’extrémité méridionale de la branche Sud-Est, le bloc Corso-Sarde présente une coupe complète de la branche Sud-Est Varisque.

Au nord-ouest de la Corse, dans l'Argentella, on retrouve une série Néoprotérozoïque constituée de micaschistes, de métagrauwackes, de quartzites et d’amphibolites datés à 747 ± 100 Ma (Sm-Nd isochrone) (Rossi et al., 1995). Cette unité métamorphique est recouverte en discordance par une série paléozoïque non métamorphique (Faure et al., 2014b; Rossi et al., 2009, 1995 et références incluses). En Corse, la zone interne est constituée de roches de haut degré métamorphique, formées d’un complexe leptyno-amphibolitique contenant des boudins d’éclogites, d’orthogneisses et de métasédiments parfois anatectiques et dont les pics de métamorphisme ont été datés à environ 350-335 Ma (Faure et al., 2014a; Rossi et al., 2009). En Sardaigne, la zone interne enregistre clairement trois évènements métamorphiques, un épisode éclogitique (ca. 400 Ma), un épisode granulitique (350-330 Ma) suivi d’un épisode d’anatexie (Rossi et al., 2009; Li et al., 2015 et références incluses). En Corse, les granites

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potassiques datés entre 345-335 Ma recoupent la suture eo-varisque (Rossi et al., 2009) (Figure B11). Au sud de la Sardaigne, on retrouve une zone d’empilement de nappes caractérisées par l’empilement de différentes unités tectoniques Paléozoïques. Ces nappes enregistrent un métamorphisme allant du bas facies schiste vert au faciès amphibolitique au Nord. Enfin, au sud, ces nappes chevauchent la marge Gondwanienne (Figure B11). Au nord de la Sardaigne, le chevauchement des unités internes métamorphiques sur l’unité des nappes est masqué par une large zone de cisaillement dextre (Posadana-Asinara Line, PAL ; Figure B11, B12), zone de cisaillement que l’on corrèle avec la faille de Grimaud-Joyeuse dans le massif des Maures-Tanneron. L’ensemble de ces unités est recoupé tardivement par la mise en place de noimbreuses intrusions granitiques entre 310-290 Ma (Figure B11) (Rossi et al., 2009).

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Figure B11. Carte schématique du bloc Corso-Sarde montrant les principales unités varisques. D’après (Rossi et al., 2009).

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Figure B12. A : Carte structurale du bloc Corso-Sarde montrant la possible présence de subdivision du massif en différents blocs. B : Coupe schématique montrant les différents domaines. D’après (Faure et al., 2014b)

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Plus récemment, une étude structurale des unités varisques Corse a permis de mettre en évidence au moins deux phases de déformation. Le domaine Nord de la Corse enregistre une déformation (D1) indiquant un cisaillement vers le NE, contemporain d’un métamorphisme de MP-MT. En revanche, au Sud, l’événement D1 est caractérisé par un sens de cisaillement vers le Sud-Ouest, daté à environ 360 Ma et responsable d’un métamorphisme de MP-MT synchrone de l’épaississement crustal. Le second évènement de déformation D2, est caractérisé par un sens de cisaillement vers le Sud-Est, synchrone d’un métamorphisme de BP-HT daté à environ 345-330 Ma (Faure et al., 2014b). Basé sur ces zonations dans les déformations entre le Sud et le Nord de la Corse, les auteurs proposent que le bloc Corso-Sarde soit constitué de trois blocs. Le bloc Est (Nord de la Corse) pouvant correspondre au domaine Saxothuringien, le bloc central (centre de la Corse) correspondant au bloc Armoricain (Socle Cadomien), et le bloc Ouest (Sud de la Corse et Sardaigne) qui par analogie pourrait être assimilé au bloc Moldanubien (Figure B12) (Faure et al., 2014b).

Le massif des Maures-Tanneron

Le massif des Maures-Tanneron est situé dans la partie Sud de la branche Sud-Est de la chaîne varisque, proche de la Méditerranée. Au premier ordre, le massif des Maures-Tanneron peut être divisé en trois ensembles (Bellot, 2005). A l’Ouest, dans le massif des Maures on retrouve le domaine Ouest, au centre du massif des Maures et dans la partie ouest du massif du Tanneron affleure le domaine central, et enfin à l’Est des deux massifs on retrouve le domaine Est (Figure B13) (Bellot, 2005; Schneider et al., 2014 et references incluses).

Le domaine Ouest est composé de métapélites, de quarzites, de différents calcaires plus ou moins schisteux, d’arkoses et d’une séquence tubiditique, le tout déposé au Silurien. On retrouve également des roches métamorphiques comme des quartzites, des métapélites et des gneiss incluant des niveaux de roches métavolcanitiques probablement mis en place durant le Cambrien. Enfin, du socle pré-Cambrien caractérisé par des orthogneiss, des quartzites et des micaschistes affleurent également dans la partie Ouest. L’ensemble des unités du domaine Ouest sont plissées et chevauchées vers l’Est, et enregistrent un métamorphisme de type

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Barrovien augmentant vers l’Est jusqu’à l’apparition de la sillimanite (Bellot, 2005 et références incluses).

Séparée de la zone ouest par la faille de La Garde Freinet-Cavalaire (Figure B13), la zone centrale se caractérise par la présence de métagranites, métagrabbros et métasyénites ainsi que par un ensemble de roches métasédimentaires (micaschistes, quartzites et calcschistes), et de roches métavolcaniques mises en place au Cambro-Ordovicien. L’ensemble des roches enregistrent un métamorphisme plus important que dans le domaine Ouest. Des reliques de péridotites de haute pression sont également reconnues ainsi qu’un granite syn-tectonique d’âge carbonifère entouré de migmatites (Review dans Bellot, 2005).

La partie centrale est séparée du domaine est par le cisaillement de Joyeuse-Grimaud qui est le prolongement du cisaillement de Posadana-Asinara du nord de la Sardaigne. D’un point de vue lithologique la zone Est se caractérise par la présence de méta-granites et de métagranodiorites d’âge néoprotérozoique ainsi que par un ensemble métavolcanique. Quelques serpentinites sont également reconnues ainsi que de nombreux granites carboniféres. L’ensemble des roches affleurant dans la partie Est enregistrent un métamorphisme important allant jusqu’à la fusion partielle. Cependant, un métamorphisme de BT-HP est enregistré dans les roches métabasiques. Des dépôts sédimentaires carbonifères affleurent également dans la partie centrale et Est (Bellot, 2005).

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Figure B13. A. Carte schématique montrant la localisation du massif des Maures-Tanneron. B. Carte géologique simplifiée du massif des Maures-Tanneron. D’après (Schneider et al., 2014).

Des travaux récents (Oliot et al., 2015; Schneider et al., 2014) proposent que le massif

des Maures-Tanneron enregistre une histoire tectonique polyphasée, caractérisée par une

subduction siluro-dévonienne responsable du métamorphisme de HP-BT. Cette subduction est

suivie au Carbonifère d’un empilement de nappes puis d’un rétrocharriage.

Cette phase d’empilement de nappes et de rétrocharriage commence vers 360Ma et est associée

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continue, le métamorphisme évolue en un métamorphisme de haute température qui s’entend

du Viséen jusqu’à la fin du Carbonifère (330-300, Ma) associé à l’exhumation des roches

partiellement fondues. Ce transfert de matière partiellement fondue est accommodé par un

fluage latéral parallèle au raccourcissement (cisaillement transpressif).

Les massifs Cristallins Externes des Alpes

Dans les Alpes, bien que de nombreux fragments de la chaîne varisque soient dispersés au sein des différents domaines alpins (Figure B14), c’est dans le domaine Dauphinois (ou Helvétique ; (Figure 14A) que le socle pré-mésozoïque est le mieux préservé de la tectonique alpine.

Figure B14. A. Carte simplifiée des différents domaines des Alpes. B. Carte géologique simplifiée des Alpes montrant la localisation des roches pré-mésozoïques préservées dans les Alpes. D’après

(Von Raumer et al., 2013).

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Situés à l’ouest du front Pennique, les Massifs Cristallins Externes des Alpes (MCEs), s’étalent de la Suisse à l’Italie en passant par la France. Du sud au nord, on distingue le massif de l’Argentera, les massifs de Belledonne-Grandes Rousses-Pelvoux, les massifs des Aiguilles Rouges- Mont Blanc, et enfin les massifs de l’Aar-Gothard (Figure B15).

En première approche, on peut diviser géographiquement les MCEs en trois sous-domaines. Le domaine Ouest, représenté par le massif de Belledonne, le domaine central, qui affleure dans le massif des Aiguilles Rouges ainsi que dans le massif de Belledonne et du Pelvoux, et enfin le domaine Est que l’on retrouve à l’affleurement dans l’ensemble des MCEs (Figure B15).

Figure B15. Carte géologique simplifiée des massifs cristallins externes (MCEs). Modifiée d’après (Debon and Lemmet, 1999; Fernandez et al., 2002)

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Le massif de l’Argentera

Situé à la frontière Franco-Italienne, le massif de l’Argentera est le MCE le plus méridional. Appartenant au domaine Est des MCEs, le massif de l’Argentera peut être subdivisé en deux sous-unités (Compagnoni et al., 2010 et référence incluses). Au nord-est, on retrouve l’unité de Gesso-Stura-Vésubie séparée par la zone de cisaillement de Ferriere-Molières de l’unité Tinée au Sud-Ouest (Figure B16).

Au Nord-Est, l’unité de Gesso-Stura-Vésubie est majoritairement composée de gneiss migmatitiques para- et ortho-dérivés et d’intrusions granitiques (Figure B16) (Review dans Compagnoni et al., 2010). L’âge de la migmatitisation est supposé postérieur à environ 323±12 Ma (entre 332-295 Ma) (Rubatto et al., 2010), se produisant avant la mise en place du granite carbonifère (ca. 295 Ma) et après celle du complexe de Bousset-Valmasque (Figure B16) daté à 332±3 Ma (Debon and Lemmet, 1999; Rubatto et al., 2001). Des roches enregistrant un métamorphisme de HP-HT (HP granulites, éclogites) sont également mentionnées. Le métamorphisme de haute pression (ca. 1.4GPa, 735°C) a été récemment daté à environ 340 Ma (Ferrando et al., 2008; Rubatto et al., 2010).

Au Sud-Ouest, l’unité de Tinée est composée principalement de migmatites para- et ortho- dérivées mais présentant une migmatitisation moins prononcé que dans l’unité nord-est. Des migmatites à amphibole sont également mentionnées dans la partie nord de l’unité de Tinée. Les contraintes géochronologiques sont ici moindres que dans l’autre unité, néanmoins un ensemble d’âge s’étalant d’environ 345 Ma à 283 Ma ont été obtenus dans différents gneiss laissant supposer une histoire polymétamorphique (Compagnoni et al., 2010 et références incluses).

C’est au nord du massif de l’Argentera que se situe notre zone d’étude, les massifs de Belledonne-Grandes Rousses-Pelvoux sur lesquels nous reviendrons en détails plus tard dans ce manuscrit. Plus au nord, près de la frontière Franco-Helvético-Italienne, on retrouve les massifs des Aiguilles Rouges-Mont blanc.

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Les Massifs des Aiguilles Rouges-Mont Blanc

Séparé par un ensemble de roches sédimentaires mésozoïques très déformées, on peut distinguer à l’Est le massif du Mont-Blanc, appartenant au domaine est des MCEs. A l’ouest, le massif des Aiguilles-Rouges qui peut être subdivisé en deux sous-ensembles, la partie sud-ouest appartenant au domaine central des MCEs, et la partie nord-est, appartenant, elle, au domaine Eest des MCEs.

Le massif du Mont-Blanc aurait enregistré au moins trois cycles orogéniques : précambrien, ordovicien, et varisque (Von Raumer et al., 1999) et peut être séparé en deux domaines par la faille de l’Angle (AF, Figure B17). A l’est de celle-ci, on retrouve un large massif de granite daté à environ 300 Ma (Debon and Lemmet, 1999 et références incluses) bordé à l’est par un ensemble de rhyolites daté à environ 307 Ma et à l’ouest par un ensemble de migmatites. A l’ouest de la faille de l’Angle, on retrouve essentiellement des granitoïdes datés entre 317 Ma et 307 Ma (Figure B17) (Compagnoni et al., 2010; Debon and Lemmet, 1999 et références inclues).

A l’Est, le massif des Aiguilles Rouges présente, lui, une structuration plus complexe et peut être subdivisé en cinq sous-ensembles. Au nord, des roches sédimentaires datées du Carbonifère supérieur au Permien inférieur forment la bordure est du massif. A l’ouest, on trouve le granite de Vallorcine (Figure B17) daté à environ 306 Ma (Bussy et al., 2000). La bordure ouest du granite est caractérisée par une zone de gneiss mylonitiques séparant le granite de Vallorcine de la partie centrale du massif, constituée de roches métamorphiques (micaschistes, gneiss migmatitiques) dont le pic thermique est daté entre 327-320 Ma (Bussy et al., 2000). Enfin, au sud-ouest du massif des Aiguilles-Rouges, on retrouve une pile tectonique complexe appartenant au domaine central des MCEs. Cette pile tectonique est principalement constituée d’un ensemble volcano-sédimentaire métamorphique et de granites syn-cinématiques (~330 Ma) recouverts en discordance par une unité volcano-sédimentaire peu métamorphique d'âge Viséen (Détails dans Dobmeier, 1998). La partie sud-ouest du massif des Aiguilles-Rouges enregistre deux phases de déformations principales. La première correspond à un empilement de nappes vers l’est, responsable du développement d’un métamorphisme de HT-MP, quant à la seconde elle correspond à un épisode de transpression se terminant au Viséen (Dobmeier, 1998; Von Raumer et al., 1999).

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Figure B17. Carte géologique simplifiée du Massif des Aiguilles Rouges- Mont Blanc. D’après (Compagnoni et al., 2010).

Le massif de l’Aar-Gothard

Situé en Suisse et appartenant au domaine Est des MCEs, le massif de l’Aar-Gothard est le MCE le plus septentrional des MCEs. Le massif de l’Aar est séparé du massif du Gothard au sud, par un ensemble de roches permo-carbonifères et mésozoïques. Du nord au sud, plusieurs unités séparées par des zones mylonitiques peuvent être distinguées dans le massif de l’Aar (Figure B18) (Von Raumer et al., 1993 et références incluses). L’unité au nord est principalement constituée d’une série métasédimentaire migmatitique, dont la fusion partielle

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se produirait à environ 300 Ma (Olsen et al., 2000), recoupée par de larges intrusions granitiques datées entre 334 Ma et 296 Ma (Détails dans Debon and Lemmet, 1999). Les unités les plus au sud sont, elles, principalement constituées de gneiss et de micaschistes parfois légèrement fondus. L’ensemble du massif de l’Aar présente des dépôts volcanoclastiques discordants d’âge probablement Viséen. Plus au sud, le massif du Gothard est, quant à lui, largement constitué de gneiss contenant quelques reliques de roches basiques à ultrabasiques et d’un ensemble de granitoïdes essentiellement mis en place durant le Stéphanien (Figure B18). Les unités gneissiques présentent parfois une texture migmatitique datée d’avant 315 Ma (Von Raumer et al., 1993 et références incluse).

Figure B18. Carte géologique simplifiée des massifs de l’Aar-Gothard. D’après (Debon and Lemmet, 1999).

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Enfin, situé en France, les massifs de Belledonne, des Grandes Rousses et du Pelvoux font la liaison entre le massif des Aiguilles Rouges-Mont Blanc au nord et le massif de l’Argentera au sud (Figure 15).