Evolution géodynamique anté-permienne de la Branche sud-est varisque

La place de la branche sud-est dans la structure et l’évolution de la chaîne varisque demeure encore incertaine. Cependant, certains auteurs proposent des modèles permettant de replacer les massifs de la branche sud-est et notamment les massifs cristallins externes dans l’évolution varisque. Deux principales interprétations ressortent de ces propositions.

La zone de cisaillement est Varisque

Basé sur les différences entre le métamorphisme et la structuration des domaines Ouest, Central et Est des MCEs, certains auteurs (e.g. Corsini and Rolland, 2009; Guillot et al., 2009; Matte, 2001; Padovano et al., 2012) proposent que la structuration finale de la branche sud-est de la chaîne varisque résulte d’un collage tectonique tardif de ces différents domaines le long d’une grande zone de cisaillement, l’East Variscan Shear Zone (EVSZ, zone de cisaillement est varisque) , orientée NE-SW et s’étendant de la Bohème à la Sardaigne (Figure B25).

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Figure B25. Cartes géologiques simplifiées de la chaîne varisque européenne montrant la localisation de l’EVSZ. A Basée sur les différences structurales et métamorphiques. D’après (Guillot et al., 2009). B. Basé sur les différentes intensités du métamorphisme. D’après (Padovano et al., 2012

L’histoire géodynamique de la branche sud-est varisque dans le modèle de l’EVSZ a été décrite par Guillot et al. (2009) à partir d’un transect ouest-est dans le massif de Belledonne, Grandes Rousses, Pelvoux, en passant par l’ensemble des domaines des MCEs. Cette histoire géodynamique conduisant à la formation de ces Massifs peut être résumée ainsi (Figure B26) :

i) Au Paléozoïque inférieur, le domaine Ouest, ici incluant l’ophiolite de Chamrousse, enregistre un rifting donnant naissance au domaine océanique de Chamrousse en position d’arrière arc entre la zone Moldanubienne (Belledonne) et la zone Tepla-barandienne.

ii) Au Cambro-Ordovicien, un océan, probablement l’océan médio européen, s’ouvre entre le domaine central (Belledonne Sud-Ouest) et la marge nord

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gondwanienne. Les reliques écologitiques préservées dans le domaine est représentant des traces de ce dernier.

iii) Au Dévonien inférieur, le domaine d’arrière arc de Chamrousse se ferme provocant son obduction vers le nord-ouest. Dans le même temps, l’océan médio européen se ferme également.

iv) Au Carbonifère inférieur, la subduction vers le sud-est de l’océan saxoturingien, provoque la formation des granites syn-tectoniques magnésio-potassiques que l’on retrouve dans le domaine Nord-Est de Belledonne.

v) Au Viséen, la collision se produit, permettant le rétrocharriage du domaine ophilitique de Chamrousse sur le domaine central. Dans le même temps, le domaine Est (NE Belledonne, Grande Rousse) coulisse depuis la Bohème le long du grande de cisaillement, mettant en contact le domaine Est avec le domaine central.

vi) Enfin, au Stéphanien, le domaine ouest (Flysch de la série Satiné) est mis en contact avec le domaine central le long d’une autre zone de cisaillement. Pendant le même temps, l’effondrement de l'ensemble de la chaîne collapse s'accompagne de la mise en place des granites post-orogéniques du massif du Pelvoux.

Ce modèle propose que le décalage des sutures saxothuringiennes et éo-varisques (Océan médio-Européen) depuis le massif de la Bohème implique un déplacement au Carbonifère de la branche sud d’au moins 600 km le long de le EVSZ.

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Figure B26.Evolution schématique des Massifs Cristallins Externes en six étapes au cours du Paléozoïque. D’après (Guillot et al., 2009).

Un autre modèle géodynamique propose que la structure actuelle des MCEs résulte d’une accrétion de blocs Gondwaniens, dérivés le long de la marge armoricaine (e.g. Stampfli et al., 2002; Von Raumer et al., 2003)

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Les MCEs, un assemblage de microcontinents dérivés de Gondwana

Ce modèle géodynamique propose une reconstruction de la chaîne varisque à l’échelle du globe (Figure B27). Il est donc difficile de faire des comparaisons de détail avec les structures observées dans les MCEs notamment.

Figure B27. Reconstruction globale au Dévonien montrant l’évolution de la marge gondwanienne. IA— intra-Alpine; PI—Pyrenean-Iberic; Ar—Armorica; Mg—Meguma. (Hs—Hanseatic superterrane) are detached through slab rollback processes, representing parts of South Avalonia. Av—Avalonia; Ba— Baltica; Ir—Iran; La—Laurentia; Lg—Ligerian; Lr—Laurussia; NC—North China; SC—South China. D’après (Von Raumer et al., 2013).

Selon le modèle des microcontinents, l’évolution de la branche sud-est varisque dans ce modèle peut être résumée de la manière suivante (Von Raumer et al.,2009, 2013, 2014 ; Von Raumer and Stampfli, 2008)

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i) Au Cambrien moyen et inférieur, une dynamique d’arrière arc contrôle l’évolution de la marge gondwanienne, permettant la formation de grands domaines de rifts intracontinentaux.

ii) Au Cambrien supérieur, le rifting de la marge gondwanienne évolue jusqu’à permettre la formation d’un domaine océanique d’arrière arc (i.e. domaine océanique de Chamrousse, (détails dans Von Raumer and Stampfli, 2008).

iii) Au Dévonien, l’extension enregistrée dans la marge nord gondwanienne a permis de détacher de nombreux blocs continentaux, dont le futur socle alpin (Figure B28), mais également les blocs de la Bohème, de la Corse et de la Sardaigne, ces derniers évoluant indépendamment les uns des autres. C’est également au Dévonien que certains blocs dérivés du Gondwana entrent en collision, permettant alors d’obducter les domaines océaniques les plus internes (sud-ouest Belledonne) l’ophiolite de Chamrousse. Cette collision est également responsable de la mise ne place de granites ordoviciens dans un contexte général de subduction/collision, ainsi que d’un première épisode de migmatitisation (i.e. gneiss migmatitique du secteur nord-est de Belledonne ?)

iv) Au Viséen, les roches du socle alpin enregistrent une subduction de type andine, caractérisée dans les MCEs par la mise en place des granites magnésio-potassiques contenant de nombreuses enclaves mafiques (i.e. granite du secteur nord-est de Belledonne).

v) Enfin, du Carbonifère inférieur au Permien, on enregistre la phase principale de la collision entre le Gondwana et la Laurussia, le long de laquelle l’ensemble de microcontinents est maintenant accrétés. C’est au Carbonifère inférieur que l’on enregistre alors l’épaississement crustal observé dans le domaine central des MCEs (i.e. domaine sud-ouest de Belledonne et des Aiguilles Rouges). Et finalement, du Stéphanien au Permien, une extension de la chaîne permet la mise en place des granites stéphaniens synchrones d’une migmatitisation.

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Figure B28. Evolution du socle alpin (en vert) du Dévonien au Carbonifère. D’après (Von Raumer et al., 2013).

Géodynamique tardi-carbonifère dans la branche sud-est varisque

De récentes études paléomagnétiques (e.g. Edel et al., 2015) montrent que les massifs au sud de la branche sud-est varisque, soit le massif des Maures-Tanneron, la Corse et la Sardaigne, ont subi plusieurs déplacements significatifs à la fin du Carbonifère et au début du Permien.

Le premier déplacement majeur correspond à un mouvement d’ouest en est, associé à une rotation horaire du bloc Corso-Sarde. Ce déplacement se produit du Carbonifère supérieur au Permien. Le second déplacement correspond à une nouvelle rotation horaire accompagnée

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d’une remontée vers le nord, accommodée par des grands décrochements dextres (Figure B29). Ce dernier déplacement est également responsable du déplacement de la zone axiale pyrénéenne depuis l’est vers l’ouest, accompagnée également d’une rotation horaire.

Figure B29. Evolution paléogéographique du varisque européen du Carbonifère au Trias. D’après (Edel et al., 2015).

L’histoire géologique de la branche sud de la chaîne varisque ne s’arrête pas au Permien, comme en atteste l’ensemble des sédiments mésozoïques et cénozoïques déposés en discordance sur le socle varisque.