Géodynamique de l’Europe occidentale : du Paléozoïque à l’actuel

2.1.1 Edification de la chaîne Varisque

Les caractéristiques morphologiques actuelles du fossé Rhénan sont issues d’une histoire complexe qui a débuté avec la formation de la chaine varisque, au Paléozoïque. A l’Ordovicien, quatre plaques tectoniques majeures se sont individualisées : Baltica, Gondwana, Laurentia et Siberia, entre lesquelles se situent deux microplaques : Armorica et Avalonia (Matte, 2001) (Figure 16). La collision silurienne entre Laurentia et Baltica, puis l’accrétion d’Avalonia qui conduit à la constitution de la mégaplaque Laurussia (Lardeaux et al., 2008), provoque la fermeture de l’océan Iapetus et la mise en place de l’orogénèse Calédonienne. Laurussia est alors séparée du Gondwana par les océans Rhéique et Galice - Massif Central. Puis, ces domaines océaniques se ferment par subduction au Siluro-Dévonien, constituant un vaste domaine continental, conduisant à la mise en place de la chaîne Varisque. L’extension de cette chaîne dans le domaine européen va de la Pologne à l’Ibérie (Matte, 1986).

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Figure 16 : Reconstruction de l'évolution géodynamique globale au Paléozoïque (Matte, 2001)

2.1.2 Relaxation de la chaîne Varisque

La partie centrale de la chaîne Varisque, plus épaisse, commence à s’effondrer à partir du Viséen terminal jusqu’au Carbonifère (Westphalien), durant la poursuite de la convergence continentale. Du Pennsylvanien au Permien, interviennent l’extension généralisée et le réel amincissement de la chaîne (Praeg, 2004; Wilson et al., 2004; Ziegler et al., 2006), conduisant à la mise en place progressive de plus de 70 bassins extensifs (McCann et al., 2006). Du fait de l’érosion des reliefs, ces bassins sont remplis de sédiments clastiques proximaux. Dans ce contexte de relaxation de chaîne syn- à post-collision, la mise en place de granitoïdes est datée entre 340 Ma (Viséen) et 270 Ma (Permien) (Lagarde et al., 1992). Une subsidence généralisée affectant le contient européen (Guillocheau et al., 2000; Ziegler et al., 2006) se produit suite au rééquilibrage thermique post-collisionnel de la croûte et de l’ouverture des domaines océaniques au Mésozoïque, avec notamment, au Trias, la propagation vers l’Ouest de l’océan Néotéthys. Cette vaste aire de sédimentation, qualifiée de bassin Germanique,

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s’étend de l’Est de la France jusqu’au Danemark et en Pologne avec de possibles raccordements avec les bassins de Grande Bretagne (Gall et al., 1977).

2.1.3 Le cycle alpin

L’ouverture de l’océan liguro-téthysien, au Jurassique inférieur et moyen, suite à l’ouverture de l’océan Atlantique central à partir du Lias (Steiner et al., 1998), marque la fin du cycle varisque et le début du cycle alpin (Stampfli et al., 2002). L’expansion de l’Atlantique se poursuit vers le Nord, marquée par la séparation de l’Ibérie et du bloc Nord Américain au Jurassique supérieur (Schettino & Scotese, 2002) et par la séparation des blocs européen et nord-américain à l’Albien/Aptien (Olivet, 1996; Srivastava et al., 1990). Au Crétacé, les plaques africaine et européenne convergent alors rapidement, entrainant notamment, au Campanien, la convergence du bloc ibérique et de la plaque européenne (Rosenbaum et al., 2002). L’océan liguro-téthysien se ferme par subduction, jusqu’à la collision continentale paléocène marquant le début de l’édification des chaînes pyrénéenne et alpine (Dezes et al., 2004; Vergés et al., 2002). La vitesse de convergence entre les blocs africain et européen tend à diminuer à la fin de l’Oligocène et au début du Miocène, alors qu’elle était plus importante à l’Eocène/Oligocène (Rosenbaum et al., 2002). La vitesse de raccourcissement diminue fortement dans le domaine pyrénéen pendant que la compression alpine persiste (Dezes et al., 2004; Vergés et al., 2002).

2.1.4 Développement du Rift Ouest Européen

La convergence entre le bloc africain, plus particulièrement le promontoire adriatique, et la plaque européenne va initier le développement du Rift Ouest Européen (Figure 17). Les premières subsidences se produisent à la fin de l’Eocène, dans le Fossé Rhénan et ceux de la Bresse, de la Saône et de la Limagne (Dezes et al., 2004; Michon, 2000; Ziegler, 1992). Au Rupélien (Oligocène inférieur), le système de bassins se propage vers le Nord, avec la mise en place du Fossé Rhénan Inférieur, et vers le Sud, avec la formation du couloir rhodanien et du fossé de Valence. Les déformations de la plateforme européenne sont alors principalement contrôlées par l’évolution de la chaîne alpine (Dezes et al., 2004; Michon & Merle, 2005). Un flambage lithosphérique de l’avant pays alpin conduirait à la surrection de certains bassins, comme le Fossé Rhénan Supérieur ou celui de la Limagne, en maintenant une subsidence dans d’autres, comme dans le Fossé Rhénan Inférieur (Bourgeois et al., 2007). Au Sud du Rift Ouest Européen, la poussée alpine semble moins ressentie. L’extension à l’Oligocène supérieur, décrite comme une propagation du système de rift vers le Sud, se poursuit au

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Miocène, conduisant à l’ouverture du bassin algéro-provençale, provoquant une rotation antihoraire du bloc corso-sarde (Jolivet et al., 2008; Roca et al., 1999).

Deux sujets de discussion concernent la formation du rift Ouest Européen. (1) L’ouverture du rift Ouest Européen est daté de l’Oligocène et se poursuit dans un contexte de convergence rapide des plaques européenne et africaine qui conduit à un plissement de grande longueur d’onde des séries sédimentaires mésozoïques (Dezes et al., 2004; Guillocheau et al., 2000; Rosenbaum et al., 2002). La formation des bassins peut être liée à leur position dans l’avant pays alpin et pyrénéen (Bourgeois et al., 2007; Cloetingh et al., 2005; Dezes et al., 2004; Ziegler, 1992; Ziegler et al., 2006). L’origine de l’extension est toujours discutée, comme par exemple les effets mécaniques et thermiques de panache mantellique (Dezes et al., 2005) ou de la succion des panneaux plongeant dans la zone de subduction (Michon & Merle, 2005). (2) La localisation de certains bassins, mais aussi leur direction, laisse suggérer un contrôle par réactivation de certaines structures paléozoïques (Edel et al., 2007; Schumacher, 2002; Ziegler, 1992). La réactivation de ces structures est toujours débattue, notamment sur la contribution de ces accidents et leurs périodes de fonctionnement.

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Figure 17: Carte structurale indiquant l'évolution cénozoïque des domaines pyrénéens et alpins (Bourgeois et al., 2007)

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