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Dépôt Institutionnel de l’Université libre de Bruxelles / Université libre de Bruxelles Institutional Repository
Thèse de doctorat/ PhD Thesis Citation APA:
Plissart, G. (2012). La chaîne varisque dans les Carpates Méridionales et les Balkans Occidentaux: études pétrostructurales des massifs d'Almaj (Roumanie), de Deli Jovan (Serbie) et de la Stara Planina Occidentale (Bulgarie) (Unpublished doctoral dissertation). Université libre de Bruxelles, Faculté des Sciences – Sciences de la Terre et de l'Environnement, Bruxelles.
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UFR SCIENCES ET TECHNIQUES
ÉCOLE DOCTORALE UNITER/SPIGA Année 2012
La chaîne varisque dans les Carpates Méridionales et les
Jovan (Serbie) et de la Stara Planina Occidentale (Bulgarie)
Président du jury
Rapporteurs Christian NICOLLET, professeur. Université Biaise Pascal, Clermont-Ferrand
Christian PIN, directeur de recherches CNRS, Université Biaise Pascal, Clermont-Ferrand Examinateurs Christophe MONNIER, maître de conférences, Université de Nantes
Jean-Pierre LORAND, directeur de recherches CNRS, Université de Nantes Julien BERGER, chargé de recherches FNRS, Université Libre de Bruxelles Marcel MÀRUNXIU, directeur scientifique de l’Institut Géologique de Roumanie Vinciane DEBAILLE, chercheur qualifié FNRS, Université Libre de Bruxelles Directeurs de thèse :
Hervé DIOT, professeur, Université de La Rochelle/Nantes Daniel DEMAIFFE, professeur. Université Libre de Bruxelles Nadine MATTIELLI, chargée de cours. Université Libre de Bruxelles
Balkans Occidentaux :
études pétrostmcturales des massifs (Roumanie), de Dell
THÈSE DE DOCTORAT
Discipline : Sciences de la Terre
Spécialité : Pétrologie métamorphique - Géologie structurale Présentée
et soutenue publiquement par
Gaëlle Plissart
Le 25 octobre 2012, devant le jury ci-dessous
Université Libre de Bruxe les
Année 2012
ÉCOLE DOCTORALE UNITER/SPIGA
La chaîne varisque dans les Carpates Méridionales et les Balkans Occidentaux :
études pétrostructurales des massifs d’Almàj (Roumanie), de Dell Jovan (Serbie) et de la Stara Planina Occidentale (Bulgarie)
THÈSE DE DOCTORAT
Discipline : Sciences de la Terre
spécialité : Pétrologie métamorphique - Géologie structurale Présentée
et soutenue publiquement par
Gaëlle Plissart
Le 25 octobre 2012, devant le jury ci-dessous Président du jury
Rapporteurs Christian NICOLLET, professeur. Université Biaise Pascal, Clermont-Ferrand
Christian PIN, directeur de recherches CNRS, Université Biaise Pascal, Clermont-Ferrand Examinateurs Christophe MONNIER, maître de conférences, Université de Nantes
Jean-Pierre LORAND, directeur de recherches CNRS, Université de Nantes Julien BERGER, chargé de recherches FNRS, Université Libre de Bruxelles Marcel MÀRUNTIU, directeur scientifique de l’Institut Géologique de Roumanie Vinciane DEBAILLE, chercheur qualifié FNRS, Université Libre de Bruxelles Directeurs de thèse :
Hervé DIOT, professeur. Université de La Rochelle/Nantes Daniel DEMAIFFE, professeur. Université Libre de Bruxelles Nadine MATTIELLI, chargée de cours, Université Libre de Bruxelles
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Et voilà le bébé enfin né ! « 1 kilo 9 ma p’tite dame ! » Cinq ans, 1 tonne de cailloux, 13 pays et une foule de souvenirs. La gestation fiit longue mais riche d’apprentissages... Voici donc venu le temps des remerciements, aux nombreuses personnes que j’ai pu côtoyer et apprécier à Bruxelles, à Nantes, en missions ou en congrès. Car si ces années m’ont certainement beaucoup appris en termes de géologie, elles ont aussi été l’occasion de découvrir de nouveaux horizons et de nouvelles têtes...
Un grand merci tout d’abord à Christian Nicollet et Christian Pin, pour avoir accepté de juger cette thèse, ainsi qu’à tous les autres membres du jury.
Ce travail est la continuation d’une étude débutée dans le cadre de mon mémoire de licence au GIGC à l’Université Libre de Bruxelles. Merci donc à ceux qui ont pu m’accueillir alors, Olivier Féménias et Daniel Demaiffe, et qui sont devenus mes directeurs de thèse ensuite.
Même s’il n’a pas continué l’aventure jusqu’au bout, je dois beaucoup à Olivier, qui a initié le projet et qui m’a fait découvrir la Roumanie en même temps que deux personnes incontournables, Hervé Diot et Marcel Màrun^iu, et qui malgré lui, m’a poussée à devenir autonome. Je remercie Daniel, s’il n’a suivi que de loin le projet, pour sa relecture attentive de ces derniers mois, son intérêt et ses remarques constructives sur ce travail. Merci aussi pour m’avoir aidée dans l’administratif à distance qui n’était pas toujours rose. Enfin, merci à Nadine Mattielli qui a accepté de devenir ma directrice de substitution.
Cette thèse n’aurait pas été ce qu’elle est sans la cotutelle réalisée avec Nantes, sous la direction d’Hervé Diot. Merci à toi Cheval, pour m’avoir suivie depuis ton port rochelais, m’avoir toujours fait confiance et soutenue dans mes projets, pour ta science structuraliste, ta relecture et pour ton entrain légendaire... en attendant la suite dans de nouvelles aventures ! ! Enfin, un tout grand merci à Christophe Moimier, alias Cowboy, qui sans statut officiel, m’a véritablement encadrée et soutenue au jour le jour cette dernière année, aussi têtue que je suis, et m’a encouragée quand il le fallait... Merci pour avoir pris beaucoup de ton temps pour la relecture minutieuse de ce mémoire, pour nos discussions et débats, pour ta disponibilité et tes conseils.
Merci à Julien Berger pour ses relectures de droite et de gauche, et surtout pour ses encouragements et ses remarques constructives et positives, même de loin.
choc d’abord, déjà bien rodée et emmenée par Olivier l’intrépide, Marcel le sifflotant et Hervé le grand reporter structuraliste, que ce soit dans les Monts Almâj (granité, ophiolite, Graal, Steaua Dunarii, silures et barques), dans les unités gétiques (éclogites, Sibiu, sapinière, clop et soupe à la tripe) ou lors de nos premiers pas en Serbie avec Vladica Cvetkovic de Belgrade (gabbros lités, abricots, tortues, fours et viandes monstrueuses).
Merci à vous trois de m’avoir fait géologiquement grandir (‘grandir’ tout seul, on sait très bien que c’est impossible !) et pour les nombreux bons moments passés ensemble, autour d’une rondelle de saucisson et d’un fromage caoutchouteux, d’une Ursus ou d’une palinca...
Lâchée avec Brice dans le charmant petit village d’Eibenthal, reste gravée l’hospitalité de Maria & Josif, qui, malgré nos rudiments de roumain et de tchèque, nous ont pour autant intégré dans leur famille pendant 2 semaines, merci pour votre accueil chaleureux et votre cuisine, mulfumesc mult !
Avec la nouvelle équipe de «La ferme au village dans j’irai manger chez vous»
transformée plus tard en « Une c... pour tout le monde, voyages au bout du monde », nous parcourons la Zone peu accueillante de Corbu (certains en sortiront fous, d’autres clopinants) et découvrons la Bulgarie et la Serbie. Merci à Hervé, Christophe et Marcel pour ces missions d’échantillonnages et de mesures fructueuses, pour ces moments tout simplement inoubliables, la chasse à l’éléphant nain, les fléchettes dans un chalet perdu au milieu de la forêt, la recherche de la trollite (pardon, métatuff andésitique), les virées à Knajevac, les queues de lézard frétillantes, les concerts de xylophone géant au marteau, les leçons de cyrillique, les montées harassantes dans des endroits ortilleux et ronceux avec pour récompense les pillows des Balkans, les cochons grillés à la broche, et j’en passe, et pardon pour les quelques plans hébergement parfois foireux que je nous avais concoctés.
Ces missions m’ont beaucoup apporté et j’espère un joiu me retrouver encore la boussole à la main à vos côtés.
Merci aussi à nos différents chauffeurs de l’Institut Géologique de Roumanie, Custica, Emile et Christi. Ces missions n’auraient pas été possibles sans l’aide financière du CGRIAVBI dans le cadre d’une coopération belgo-roumaine.
Qui dit caillou dit lames minces, merci donc à tous ceux qui m’ont aidée dans la confection des centaines de lames. Pascale Houba et Georges Zaboukis à Bruxelles et Hervé Loyen et Christophe à Nantes. Egalement d’un point de vue technique, je n’oublie pas l’accueil et la patience de Michel Fialin et de Frédéric Couffignal de la microsonde de Paris. Enfin un tout grand merci à celles qui m’ont guidées dans mes premiers pas en chimie et en salle blanche.
J’ai aussi eu le plaisir de rencontrer lors de différents congrès des personnes intéressantes et fort sympathiques, Franz Neubauer de Salzburg, que je remercie pour m’avoir encomagée à réaliser des datations Ar-Ar dans le cadre d’une collaboration, tous les doctorants et encadrants de l’école d’été de Brême, Gianreto Manatschal croisé par hasard à plusieurs reprises au cours de ces années, les participants du workshop inoubliable AGU à Chypres, Suzanne, Alessio, Fabio, Teddy, Marco, Matthew et Tomo, Tomo que j’ai recroisé plus tard à Ankara (merci pour avoir partagé la chambre dans ce coin animé de la ville), et bien d’autres têtes croisées aux détours d’un poster, d’une présentation ou sur le terrain. Tous ces échanges m’ont enrichi humainement et scientifiquement.
Un grand merci à Vladica et Kristina, pour m’avoir accueillie à Belgrade et fait faire un tour express des ophiolites alpines serbes. Merci à Julien pour m’avoir permis de participer à la mission ‘ophiolite marocaine’ dans Tanti-Atlas avec Nasser, Hervé, Antoine et Sarane...
A côté de toutes ces rencontres, j’ai eu la chance et le plaisir de me retrouver dans des labos avec des doctorants/post-doc/autres sympas et dynamiques. Pendant les premières années passées à l’ULB, je n’oublierai pas la super ambiance qui régnait au sein de notre petite équipe - Maijorie le Gourou, Julien le chef, Collin l’esclave, Olivier et Erwin, que ce soit au bureau, au Corto ou ailleurs...Merci à Julien et sa petite famille pour les bbqs et les petits dîners...C’est également lors de ces premières années que s’est mise en place la cotutelle avec Hervé Diot et que j’ai pu découvrir furtivement le LPGN à Nantes et pendant un mois le LIENSs à La Rochelle, où je me retrouve aujourd’hui. Je n’oublie pas l’accueil des doctorants de ces deux labos, toujours d’actualité, merci donc à tous les anciens du LPG et à Karine, Camille, Marion, Luc et les autres pour ces bons moments passés à La Rochelle, à vélo ou en planche à voile, autour d’une crêpe ou d’un ultimate. Un grand merci à Hervé et Eliane pour m’avoir alors hébergée. Pendant ma première année à Nantes, je me rappelle des balades et longues discussions le long de l’Erdre et des petits restos avec Marion, d’atterrissages de navettes avec mon co-bureau Erwin, de danse orientale avec Mélanie D, et bien sûr des dimanches marché/fruits de mer avec Emeric, Jordan et Stéphane. De retour à Bruxelles, j’ai beaucoup apprécié les soirées et les sorties avec Céline, Jérôme, Claire, Robin, Julie, Margo & Aurélien, et Maijo et Julien toujours fidèles au poste. Embarquant pour une nouvelle année à Nantes en tant qu’ATER, j’ai eu le plaisir de partager mon bureau et beaucoup de cafés avec Aurore et Thomas. Cafés, repas, brunchs, piscine et petites soirées, un tout grand merci à Mélanie pour tous les moments passés ensemble et
plus les informaticiens et importés, toujours prêts à se changer les idées, Thomas & Aurélia, Marie, Fabien et compagnie... Le tout avec des super colocs compréhensifs, Stefan, Anne et Ronan...
Un clin d’oeil à ceux qui ont pu m’héberger lors de mes divers passages à Nantes, à Bruxelles ou à La Rochelle pendant ces 3 dernières années un peu chaotiques, Katharina, Karine, Mélanie, Camille, Céline, Maijorie et ma soeurette.
Merci à mes amies de toujours, Nathalie, Maijorie, Marie, Camille, Virginie et Tatiana, même si j’étais souvent loin et injoignable ces derniers temps...
Merci à ma famille, ma soeur, mes parents, mes grands parents et Raphaël et Monique, pour m’avoir soutenue de loin comme ils le pouvaient...
Enfin, merci à Matthieu pour m’avoir toujours encouragée ces derniers mois... !
Introduction générale... 1
Première partie: Cadre géologique de la chaîne varisque en Europe Chapitre I. Généralités sur le cycle varisque en Europe... 7
1.1 Introduction...7
1.2 Les pièces du puzzle... 9
1.3 Les grandes caractéristiques de la chaîne... 12
1.3.1 Subdivision en zones...12
1.3.2 Principales sutures... 13
1.3.3 Structure de la chaîne...17
1.4 Modèles de reconstitution paléogéographique... 24
Chapitre IL Cadre géologique en Europe de l’Est (Carpates-Balkans)...38
11.1 Évolution alpine... 38
IL 1.1 Généralités sur l’orogenèse alpine...41
II. 1.2 Architecture alpine des Carpates Méridionales et des Balkans...46
II. 1.2.1 Les Carpates Méridionales... 46
II. 1.2.2 Les Balkanides...47
II. 1.2.3 Corrélations entre les nappes alpines roumaines, serbes et bulgares... 49
IL 1.3 Histoire alpine des Carpates et des Balkans...51
II. 1.3.1 Evolution cimmérieime de la Dobrogée septentrionale... 52
II. 1.3.2 Ouverture du bassin de Ceahlau-Séverin (Jurassique moyen-Crétacé)... 53
II. 1.3.3 Phase balkanique/autrichieime (Jurassique sup. - Crétacé inf.)...55
II. 1.3.4 Magmatisme banatitique (fini Crétacé)...57
II. 1.3.5 Phase laramienne ou gétique (Maastrichtien)... 58
II. 1.3.6 Évolution tertiaire : invasion des nappes dans la ‘baie des Carpates’...59
11.2 Travaux antérieurs sur les socles pré-alpins des Carpates Méridionales et des Balkans... 61
II.2.1 La plate-forme de Moesia...62
11.2.1.1 Composition du socle pré-alpin... 63
11.2.1.2 Affinités paléocontinentales... 64
11.2.2 L’unité du Danubien inférieur/Pré-Balkans... 66
11.2.2.1 Composition du socle pré-alpin...67
11.2.2.2 Affinités paléocontinentales...68
11.2.2.3 Assemblage et structuration de l’unité du Danubien inférieur/Pré-BaUcans... 69
11.2.3 L’unité du Danubien supérieur/Balkans Occidentaux...69
11.2.3.1 Composition du socle pré-alpin... 69
11.2.3.2 Affinités paléocontinentales...73
11.2.3.3 Assemblage et structuration de l’unité du Danubien supérieur/Balkans Occidentaux 74 11.2.4 L’unité du Gétique/de la Sredna Gora... 74
11.2.4.1 Composition du socle pré-alpin... 74
11.2.4.2 Affinités paléocontinentales...77
11.2.4.3 Assemblage et structuration de l’unité du Gétique/de la Sredna Gora... 78
11.2.5 Conclusions...78
II. 3 Cadre géologique régional des zones d’étude... 79
11.3.1 Les Monts Almàj (Roumanie)...79
11.3.1.1 Introduction... 79
11.3.1.2 Les unités lithologiques...82
11.3.1.3 Structure du massif... 88
11.3.2 Le Massif de Deli Jovan (Serbie)... 89
11.3.2.1 Introduction... 89
11.3.2.2 Les unités lithologiques...90
11.3.2.3 Structure du massif... 94
11.3.3 La Stara Planina Occidentale (Serbie et Bulgarie)... 95
11.3.3.1 Introduction... 95
11.3.3.2 Les unités lithologiques...98
11.3.3.3 Structure du massif...103
Deuxième partie: Les massifs ophiolitiques de la nappe du Danubien supérieur Chapitre III. Descriptions des lithologies primaires des massifs ophiolitiques...107
III. 1 Le massif ophiolitique de Tisovita Iu(i (Roumanie)... 107
III. 1.2 Coupes de Eibenthal, Tisna et Puchkarsky... 111
III. 1.3 Coupe du Danube...112
111.1.4 Synthèse des observations et mesures sur le massif de Tisovita lup... 114
111.2 Le massif ophiolitique de Deli Jovan (Serbie)...118
111.2.1 Les roches de la croûte inférieure... 118
111.2.2 Les roches de la croûte supérieure... 120
111.2.3 Synthèse des observations et mesures sur le massif de Deli Jovan... 125
111.3 Le massif ophiolitique de Zaglavak (Serbie)...126
111.3.1 Synthèse des observations et mesures sur le massif de Zaglavak... 129
111.4 Le massif ophiolitique de Tchemi Vrah (Bulgarie)...130
111.4.1 Synthèse des observations et mesures sur le massif de Tchemi Vrah... 136
Chapitre IV. Datations absolues des gabbros par la méthode *'‘^Sm-'‘‘^Nd... 137
IV. 1 Datation du massif de Tisovi(a Iu(i... 137
rv.1.1 Méthodologie et préparation des échantillons... 137
rv. 1.1.1 Sélection des échantillons et séparations minérales...137
rv. 1.1.2 Mise en solution et chromatographie...139
rv.1.1.3 Analyses au MC-ICP-MS...140
IV. 1.2 Résultats et interprétations... 141
rV.2 Datation du massif de Deli Jovan... 144
Chapitre V. Synthèse générale sur les massifs ophiolitiques de la nappe du Danubien supérieur ...147
Troisième partie; Études pétrostructurales des Monts Almài (Roumanie) Chapitre VI. Les grandes structures des Monts Almâj... 153
VI. 1 La Zone Mylonitique de Corbu...153
VI. 1.1 Descriptions et mesures de terrain...155
VI. 1.1.1 Coupe de Sfardinu Mare... 156
VI. 1.1.2 Coupe de Iardaçi(a...158
VI.1.1.3 Coupe d’Eçelni(a Est...161
VI. 1.1.4 Coupes de Corbu et Perilor...164
VI. 1.1.5 Coupe de Soblanu...168
VI. 1.1.6 Coupe de Mraconia...174
VI. 1.1.7 Coupe de Teiului...180
VI. 1.1.9 Coupe de Ponicova...184
VI.1.1.10 Coupe de Cîmina...188
VI. 1.1.11 Coupe de Plaviçevita...190
VI. 1.1.12 Coupes de Codicea Mare et Garbovita...194
VI. 1.2 Discussion et synthèse sur la Zone Mylonitique de Corbu...196
VI. 1.2.1 Lithologies originelles...196
VI. 1.2.2 Métamorphisme-métasomatisme... 197
VI. 1.2.3 Déformation... 198
Conclusions... 205
VI. 2 La Zone de nappes de charriage d’Eibenthal... 206
VI.2.1 Descriptions et mesures de terrain... 208
VI.2.1.1 Coupes de Eibenthal, Tisna et Puchkarsky...210
VI.2.1.2 Coupes de Eibenthal, Baia Noua, Câmpul Lxmg... 212
VI. 2.1.3 Coupes de Liubotina-Eibenthal... 214
VI. 2.2 Synthèse sur la Zone de nappes de charriage d’Eibenthal... 216
Chapitre VII. Etude pétrostructurale des roches déformées du massif de Tisovi^a lu^i... 217
VII. 1 Introduction...217
VII.2 Les roches mafiques... 221
VII. 2.1 Pétrostructure... 222
VII. 2.1.1 Les gabbros transformés... 223
VII.2.1.2 Les gabbros déformés... 228
VII.2.1.3 Types de déformation et sens de mouvement... 254
VII.2.1.4 Discussion... 255
VII.2.1.5 Conclusions... 259
VII.2.2 Conditions P-T-X de formation... 260
VII.2.2.1 Mineralogy and geothermometry of gabbro-derived listvenites in the Tisovita lu^i ophiolite, Southwestem Romania... 260
VII.2.2.2 Etude thermométrique et réactions chimiques... 261
VII.2.2.3 Conclusions... 270
VII.2.3 Transferts de matière et métasomatisme... 271
VII.2.3.1 Données géochimiques de la suite d’échantillons analysée...272
VII.2.3.2 Résultats... 273
VII.2.3.3 Conclusions... 276
VII.2.4.2 Echantillonnage et méthodologie utilisée...279
VII.2.4.3 Résultats... 281
VII.2.4.4 Interprétation des résultats... 285
VII.2.4.5 Conclusions... 293
VIL2.5 Discussion : évolution tectono-thermique et contexte de formation...293
VII.2.5.1 Le métamorphisme rétrograde dans la croûte océanique supérieure...294
VII.2.5.2 Le métasomatisme...298
VII.2.6 Synthèse sur les roches mafiques... 318
VIO Les roches ultramafiques... 320
VII.3.1 La serpentinisation... 321
VIO. 1.1 Pétrologie... 321
VII.3.1.2 Caractérisation des serpentines par la spectrocopie Raman...322
VII.3.2 La déstabilisation des spinelles : exemple des chromitites podiformes...328
VII.3.2.1 Pétrologie... 328
VII.3.2.2 Chimie minérale... 333
VII.3.2.3 Thermométrie sur les chlorites... 340
VII.3.3 La carbonatation et la laïcisation des serpentines... 342
VII.3.3.1 Pétrologie... 342
VII.3.3.2 Chimie minérale... 349
VII. 3.4 Discussion... 350
VII.3.4.1 Chronologie des transformations...350
VII.3.4.2 Réactions chimiques, domaines de stabilité et trajets P-T-t-X...354
VII. 3.4.3 Environnement géodynamique de formation... 364
VIL3.5 Synthèse sur les roches ultramafiques...384
Chapitre VIII. Etude pétrostructurale et thermobarométrique des roches de Corbu... 386
VIII. 1 Caractérisations pétrographiques... 389
VIII. 1.1 Associations minéralogiques... 389
VIII. 1.2 Descriptions des principales phases minérales...392
VIII. 1.2.1 Grenat... 392
VIII. 1.2.2 Staurotide... 400
VIII. 1.2.3 Andalousite...406
VIII. 1.2.4 Biotite... 408
VIII. 1.2.6 Chlorite...411
VIII. 1.2.7 Plagioclase... 411
VIII.1.2.8 Amphibole...411
VIII. 1.2.9 Quartz...413
VIII. 1.2.10 Minéraux accessoires... 413
VIII. 1.3 Pétrostructure... 415
VIII. 1.3.1 Caractérisation des fabriques... 416
VIII. 1.3.2 Cinématique des phases minérales...440
VIII. 1.3.3 Cinématique à l’échelle régionale...462
VIII. 1.4 Paragenèses et réactions métamorphiques...463
VIII. 1.4.1 Paragenèses syn-D„... 463
VIII. 1.4.2 Paragenèses rétrogrades inter-Dn/Dmyi... 464
VIII. 1.4.3 Paragenèses syn- et post-D„,yi... 465
VIII. 1.4.4 Paragenèses exotiques... 466
VIII. 1.5 Synthèse pétrostructurale... 466
VIII.2 Chimie des principales phases minérales... 468
VIII.2.1 Grenat...468
VIII.2.2 Staurotide...479
VIII.2.3 Andalousite... 483
VIII.2.4 Plagioclase...483
VIII.2.5 Micas...487
VIII.2.6 Chlorite...496
VIII.2.7 Amphibole... 498
VIII.2.8 Tourmaline... 499
VIII.3 Thermobarométrie des principaux assemblages des roches de Corbu... 501
VIII.3.1 Méthodologie... 502
VIII.3.1.1 Calcul de courbes multi-équilibres à l’aide du logiciel winTWQ... 502
VIII.3.1.2 Réalisation de pseudosections à l’aide du logiciel Perple_X... 502
VIII.3.2 Principaux résultats... 522
VIII.3.2.1 Roche 98b...522
VIII.3.2.2 Roche 98d...545
VIII.3.3 Synthèse sur la thermobarométrie...547
VIII.4 Discussion générale sur les roches de Corbu... 549
VIII.4.3 Chemins P-T-D-t... 552
VIII. 4.4 Environnement géodynamique...555
VIII.4.4.1 Phase 1 ; enfouissement précoce (~ 485°C / 3.5 kbar)... 557
VIII.4.4.2 Phase 2 : enfouissement rapide (~ 585°C / 5.5 kbar)... 562
VIII.4.4.3 Phase 3 ; exhumation précoce ( ~ 570°C / 3 kbar)... 565
VIII.4.4.4 Phase 4 ; exhumation dans le faciès Schistes verts... 569
VIII. 4.4.5 Conclusions... 570
Chapitre IX. Le pluton granitique de Cherbelezu...571
Abstract... 573
IX. 1 Introduction... 573
IX.2 Geological setting... 574
LX.2.1 Régional tectonic framework...574
IX. 2.2 The Cherbelezu massif: field observations and previous studies... 577
IX.2.3 Lithologies and structures... 577
IX.3 Microstructural data... 579
DC.3.1 Magmatic-submagmatic flow (microstmcture 0)... 579
IX.3.2 Weak HT solid-state flow (microstmcture 1)...580
LX.3.3 HT-MT significant solid-state flow (microstmcture 2)...580
IX.3.4 MT solid-state flow and beginning of mylonitisation (microstmcture 3)...581
LX.3.5 LT solid-state flow and significant strain (microstmcture 4)... 581
IX.4 Magnetic mineralogy... 583
IX.5 Internai stmctures of the Cherbelezu pluton inferred from AMS and IA techniques...585
IX.5.1 AMS and IA sample préparations... 585
IX.5.2 Petrofabric Results... 587
IX. 5.2.1 Comparisons between AMS and IA results...587
IX.5.2.2 Petrofabric significance...587
IX.5.2.3 Fabric interprétation...588
IX.5.3 Scalar parameters... 591
IX.5.3.1 The anisotropy degree P’...591
IX.5.3.2 The shape parameter T...593
IX.6 Discussion...593
IX.6.1 Significance of the varions microstmctures présent in the pluton...593
IX.6.2 Interprétation of the scalar parameters... 594
IX.6.2.2 P’ significance...596
IX.6.2.3 P’-T évolution...597
LX.6.3 Syntectonic emplacement and cooling of the Cherbelezu massif...598
K.7 Conclusions... 601
Chapitre X. Synthèse tectono-métamorphique de la région des Monts Almâj... 610
Quatrième Partie ; Études pétrostructurales des massifs de Dell Jovan (Serbie) et de la Stara Planina Occidentale (Serbie et Bulgarie) Chapitre XI. Descriptions et mesures de terrain... 619
XI.l Coupe de Cmajka...619
XI.2 Coupe de Zaglavak Est... 625
XI.3 Coupe de Radicevac...629
XI.4 Coupe de Stakevci...635
XI.5 Coupe du sommet d’Orlov Kamen...638
XI.6 Coupe de Prevala...643
XI.7 Observations complémentaires...647
XI.7.1 Déformation ductile à la limite sud du massif ophiolitique de Tchemi Vrah...647
XI.7.2 Le complexe de Berkovica... 648
XI.7.2.1 Lithologies originelles...648
XI.7.2.2 Lentilles ophiolitiques...651
XI.7.2.3 Déformation... 651
XI.7.2.4 Métamorphisme de contact autour du granité de Ravno Bucje - San Nikola...652
XI.8 Discussion sur les études pétrostructurales...655
XI.8.1 Les roches situées au NE des massifs ophiolitiques... 655
XI.8.1.1 Lithologies... 655
XI.8.1.2 Métamorphisme et métasomatisme...656
XI.8.1.3 Déformation... 657
XL8.1.4 Interprétation des structures observées... 660
XI.8.2 Les roches déformées au SW des massifs ophiolitiques... 660
XI.8.2.1 Lithologies... 660
XI.8.2.2 Métamorphisme et métasomatisme...661
XI.8.2.4 Interprétation des structures observées...662 Chapitre XII. Synthèse générale sur les massifs de Dell Jovan et de la Stara Planina
occidentale...664
Cinquième Partie ; Discussion générale & conclusions
Conclusions générales et perspectives...682 Bibliographie...687
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A la fin du Carbonifère, la Pangée est assemblée et une chaîne de montagne (Chaîne Varisque) de hauteur probablement comparable à l’actuel Himalaya divise le supercontinent d’ouest en est au niveau de l’équateur. Cette chaîne s’étend des terrains allant depuis l’actuel Mexique jusqu’au Caucase. Son édification résulte de l’assemblage final de différents microcontinents et du Gondwana à la Laumssia, après leurs dérives successives depuis des latitudes polaires suite à l’ouverture/la fermeture de différents bassins océaniques (Rhéique, Mer Rhéno-hercynienne, Océan Sud, ...). Cette chaîne, ainsi que son évolution, a été particulièrement bien étudiée en Europe Occidentale et en Europe Centrale, là où ces terrains n’ont pas été perturbés par une tectonique postérieure (alpin). En comparaison, l’étude des terrains varisques en Europe de l’Est est rendue plus difficile à cause de leur remaniement dans l’orogène alpin et en est à ses débuts. Par conséquent, les différentes unités lithologiques composant le segment ‘oriental’ de la chaîne varisque ne sont actuellement incorporées que de manière incertaine dans les modèles paléogéodynamiques du Paléozoïque. Cependant, les socles pré-alpins de ces régions renferment de nombreux objets géologiques intéressants qui pourraient apporter de nouvelles contraintes pour cette partie de la chaîne varisque. C’est le cas de la nappe alpine du Danubien supériem, qui affleure dans les Carpates Méridionales et les Balkans Occidentaux (Roumanie, Serbie et Bulgarie).
Ce travail a pour objet d’apporter de nouvelles contraintes sur cette portion de l’« extrême est » de l’orogène varisque, via une étude régionale de la nappe du Danubien supérieur, réalisée dans les massifs montagneux d’Almâj (Roumanie), de Deli Jovan (Serbie) et de la Stara Planina Occidentale (Serbie/Bulgarie). Ces 3 régions ont été démembrées à l’Oligocène lors de la rotation des unités lithologiques autour de la plate-forme moésienne et elles n’ont jamais fait l’objet d’une étude globale. Elles comportent cependant un marqueur de convergence de toute première importance sous la forme de l’ophiolite carpato- balkanique, dont l’âge est toujours débattu, et qui est constituée de 4 massifs actuellement distincts : Tisovi(a Iu(i (Roumanie), Deli Jovan (Serbie), Zaglavak (Serbie) et Tchemi Vrah (Bulgarie). La majeure partie de ce travail a été réalisée dans la région des Monts Almâj en Roumanie. Les massifs serbes et bulgares n’ont fait l’objet que d’études préliminaires mais qui apportent des informations utiles pour contraindre xm schéma global.
La Première Partie de ce manuscrit reprend des généralités sur le cycle varisque en Europe Occidentale et en Europe Centrale (Chapitre IV Elle présente ensuite, après une revue de l’évolution alpine de la région, les travaux antérieurs qui ont déjà été réalisés dans les socles pré-alpins des Carpates Méridionales et des Balkans Occidentaux, avant de se focaliser sur la composition détaillée de la nappe du Danubien supérieur par la suite (Chapitre IIj.
La Deuxième Partie est centrée sur les quatre massifs ophiolitiques de Tisovita Iu(i, Deli Jovan, Zaglavak et Tchemi Vrah. L’étude débute par une présentation des lithologies primaires observées au sein de chacun de ces massifs afin de déterminer leurs relations et leur continuité à travers les trois pays (Chapitre IIIj. Cette étude apporte ensuite de nouvelles datations absolues obtenues sm des gabbros par la méthode *‘*’Sm-’'*^Nd (Chapitre rV). L’ensemble des résultats est synthétisé au Chapitre V.
La Troisième Partie, qui constitue l’essentiel de ce manuscrit est une étude pétrostructurale détaillée des Monts Almàj. Cette région présente la particularité de contenir, sur une zone relativement petite, des objets géologiques et structuraux différents, qui possèdent chacun leur propre histoire et qui ont été, à un moment, juxtaposés. Le Chapitre VI est une étude lithologique et stmcturale de terrain détaillée, menée au sein des 2 zones tectoniquement importantes qui ont été reconnues dans la région des Monts Almâj, à savoir la Zone Mylonitique de Corbu (CMZ) et la Zone de Nappes de charriage d’Eibenthal. La compréhension de ces 2 structures est de toute première importance puisque ce sont elles qui ont vraisemblablement structuré les différentes unités lithologiques de cette région. Le Chapitre VII concerne l’étude détaillée des roches déformées du massif de Tisovi(a Iu(i. Ce chapitre décrit les 2 principales lithologies déformées rencontrées, à savoir, 1) les roches mafiques de la croûte océanique supérieure (à l’est de la CMZ), et 2) les roches ultramafiques (à l’ouest de la CMZ et dans la nappe de serpentinites de la région d’Eibenthal). Les roches mafiques consistent en métagabbros, qui ont été localement fortement déformés (mylonitisation) et transformés (assemblages à zoïsite et moscovite chromifère). L’étude de ces roches débute par un volet pétrostructural important où les relations entre déformations et transformations minéralogiques sont examinées. La chimie minérale des phases majeures observées dans ces assemblages, couplée à l’estimation des conditions PT de formation de ces derniers par la réalisation de multi-équilibres sur chlorites à l’aide du logiciel winTWQ et des données thermodynamiques de Vidal & Parra (2000), a fait l’objet d’un article publié dans The Canadian Mineralogist (2009) disponible en annexe.
Enfin, de nouvelles datations sur les muscovites chromifères par la méthode "*”Ar-^^Ar permettent de préciser l’âge des transformations observées. L’ensemble des résultats acquis lors de cette étude permet de proposer un trajet P-T-t-X pour ces métagabbros et de les insérer dans un modèle géodynamique précis. Les roches ultramafiques, affectées de
pour leur développement, sont envisagés sur la base de comparaisons avec des observations similaires existant dans la littérature. Le Chapitre VIII présente une étude approfondie des roches de haut degré métamorphique de Corbu à grenat ± staurotide ± andalousite. Il débute par une étude microstructurale détaillée et se poursuit par des analyses chimiques des phases minérales (grenat), indispensables pour l’interprétation des modélisations thermobarométriques ultérieures. Les conditions PT de formation des différentes paragenèses ont été estimées à partir de 2 types de modélisation (Perple X, winTWQ). La combinaison de l’étude microstructurale et des résultats thermobarométriques permet de proposer rm trajet P-T-D-t reprenant l’évolution des roches de Corbu, et d’intégrer celui-ci dans un contexte géodynamique. Enfin, le Chapitre IX est consacré à la mise en place de l’intrusion granitique de Cherbelezu le long de la CMZ, via une étude microstructurale couplée à des données d’anisotropie de la susceptibilité magnétique (AMS) et d’analyse d’image (AI). Ce travail, incorporé dans ce manuscrit sous la forme d’un article publié dans Journal of Structural Geology (2012), prend en compte le rôle de la CMZ sur la déformation enregistrée pendant la mise en place et le refroidissement du granité. Enfin, tous les résultats obtenus pour les différentes unités vues dans cette troisième partie sont comparés et regroupés (Chapitre X) en vue d’une proposition d’un modèle d’évolution varisque pour cette région (Roumanie).
La Quatrième Partie est une étude pétrostructurale préliminaire sur les massifs montagneux de Deli Jovan et de la Stara Planina Occidentale. Elle a principalement été réalisée dans l’objectif d’évaluer la continuité, entre les 3 pays, des unités lithologiques et des structures majeures reconnues préalablement en Roumanie. Le Chapitre XI consiste en coupes détaillées menées sur les structures de déformation visibles aux abords et au sein de ces massifs ophiolitiques, additionnées d’observations complémentaires plus ponctuelles et discutées vis-à-vis des lithologies et structures observées en Roumanie. Les observations et les résultats obtenus pour les massifs serbes et bulgares sont repris sous forme d’une synthèse comparative (Chapitre XII).
La Cinquième Partie consiste en une synthèse des résultats obtenus pour les trois pays, qui permet la réalisation d’un modèle de reconstitution paléogéodynamique au Varisque pour les terrains de la Nappe du Danubien Supérieiu'. Ce schéma est alors replacé dans le contexte plus large du cycle orogénique varisque à l’échelle de l’Europe.
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CADRE GÉOLOGIQUE DE LA CHAÎNE VARISQUE EN EUROPE
Europe
I.l Introduction
La chaîne varisque européenne fait partie d’un système orogénique de grande envergure qui englobe, sur plus de 10 000 km de long, l'ensemble des continents de l’Amérique Centrale et l’Amérique du Nord (orogenèse alléghanienne-ouachite) au Caucase, en passant par l’Afrique de l’Ouest (Mauritanides) et l’Europe (Fig. I-l).
L’expression de cette orogène diffère en Europe (Varisque) et en Amérique (Alléghanien);
en Amérique, la suture alléghanienne se superpose à la suture calédono-appalachienne et y apparaît linéaire (Murphy et al. 2010) alors qu’en Europe, la distinction entre l’orogenèse calédonienne et varisque est bien marquée en latitude mais cette dernière a été partiellement remaniée par l’orogénèse alpine dans ses parties septentrionales. De plus, l’orogène y apparaît sinueux et montre ime architecture complexe avec ime segmentation en plusieurs domaines séparés par de grands accidents tardifs.
Fig. I-l Localisation des chaînes calédonienne - appalachienne (ombré) et varisque - alléghanienne - ouachite (hachurés) à la Hn du Permien (Pangée très simplifiée).
En Amérique du Nord, ces deux chaînes se superposent alors qu’en Europe, la distinction latitudinale est nette (D’après Nance et aL 2010)
L’histoire du cycle varisque (Fig. 1-2) peut être résumée comme l’éclatement, au Néoprotérozoïque supériem, de la marge continentale nord d’un supercontinent néoprotérozoïque (A) formé notamment du Gondwana (Afrique), de l’Amérique du Sud (Amazonie) et des terranes péri-gondwaniennes. Ce supercontinent est alors situé au niveau du pôle Sud. La formation de la Pangée (F) à la fin du Paléozoïque résulterait ainsi de la migration successive vers le nord, suite à l’ouverture de l’Océan Rhéïque, de différentes terranes' (B & D) initialement attachées à la marge nord du Gondwana, et de leur accrétion à la Laurussia sous des latitudes équatoriales (Stampfli et al. 2002). La collision finale entre la Laurussia et le Gondwana serait diachronique et présenterait une composante oblique générant un déplacement relatif vers l’ouest du Gondwana par rapport à la Laurussia (Shelley et Bossière 2000).
Tramadoc (-490 Ma)
Uandovary (-440Ma) Ludlow (-420Ma)
Famanniin(-3»0Ma) BaahkiHan (-3J0Ma)
Fig. 1-2 Grandes étapes du cycle orogénique varisque selon Stampfli et Borel (2002), avec dérive de l’Avalonia pendant l’Ordovicien, suivie de la dérive des terranes hunniques au Siluro-dévonien et formation de la Pangée au Permo-carbonifère.
' Les ‘terranes’ sont ici définies comme des "microplaques” qui auraient chacune enregistré différents événements lors de leur dérive et de leur collision et qui possèdent donc une évolution tectonostratigraphique propre leur conférant une signature caractéristique. Ces marqueurs de différenciation incluent des critères paléogéodynamiques aussi diversifiés que la stratigraphie, la paléontologie, la tectonique, le paléomagnétisme, la provenance, le magmatisme, etc.
1.2 Les pièces du puzzle
D’une manière générale, l’Europe actuelle présente 4 grands ensembles du nord au sud (Fig. 1-3) : (1) la Laurentia et la Baltica (= Laurussia), (2) les terranes avaloniennes orientales (3) les zones médianes (= le Massif Ibérique, le Massif Armoricain, le Massif Central, le Massif de Bohême, les blocs intra-alpins, etc.) et (4) le Gondwana (= Anti-Atlas, zone cantabrique-asturienne, Anatolie-Taurus). La distinction entre les terrains [2], [3] et [4]
(Fig. 1-3) nous intéresse plus particulièrement puisqu’ils ont potentiellement été séparés par des domaines océaniques paléozoïques dont la fermeture mènera à l’orogenèse varisque sensu stricto. Ainsi, l’ouverture de l’Océan Rhéïque entre les terrains^ [2] et [3] est classiquement liée au déplacement des terranes avaloniennes vers le nord (Fig. I-2B), alors que celle d’un deuxième océan plus au sud, associée au détachement d’une deuxième terrane (Fig. I-2D), est toujours sujette à discussion, de même que la délimitation précise de ses contours (une partie ou la totalité des terrains [3]).
LAURENTIA [terrains 1|
BALTICA
(Plate-forme européenne orientale) [terrains 1]
AVALONIA EST
MQEStA
PaWortthy»
, *
Sutuf»
front varisque
— suture varisque
■O»» front alpin GONDWANA
[terrains 4] -
suture alpine Fig. 1-3 Localisation des différents blocs européens impliqués dans les orogénèses calédonienne (sutures de lapetus et de Tornquist) et varisque (sutures rhéno-hercynienne/rhéïque et peut-être paiéotéthysienne) : terrains laurentiens et baltiques (1-rayés clairs), terrains avaloniens (2- gris), terrains médians (3- blanc) et terrains gondwaniens (4- rayés foncés). Inspiré d’après Oczlon et aL (2007) et Kalvoda et Babek (2010) pour l’Europe Centrale et de l’Est (terrains brunovistuliens BV-M et West Moesia), d’après Martinez Catalan et al. (2007) pour l’Europe occidentale et septentrionale et d’après Michard et al (2010) pour le Maghreb.
^ Le mot « terrain » est ici utilisé dans son sens général et est préféré en raison de sa neutralité à d’autres termes (e.g. terrane) qui impliquent tme évolution tectonostratigraphique propre encore controversée.
La signature tectonostratigraphique des terrains avaloniens [2] se démarque très bien de celle des terrains [3] restés accrochés au Gondwana (Fig. I-2B) et de celle des terrains laurussiens [1]. En effet, les marges nord et sud de l’Océan Rhéïque vont présenter des enregistrements sédimentaires distincts et des faunes différentes. On note principalement la présence de diamictites glaciaires - liées à la glaciation himantieime à l’Ordovicien supérieur - dans les terrains [3] encore accrochés au Gondwana, alors centré sur le pôle sud, alors que les terrains [2], qui se situent déjà à des latitudes plus faibles, n’enregistrent pas cette glaciation (Robardet et al. 2002). De la même manière, les terrains avaloniens [2]
montrent une faune de foraminifères dévonieime subtropicale très diversifiée (« province fennosarmantienne ») alors que les terrains [3] présentent des assemblages incomplets («province armoricaine») (Kalvoda 2001). Les caractères structuraux indiquent logiquement que le nord des terrains avaloniens [2] est le seul domaine à avoir été affecté par l’orogenèse calédonierme lors de sa collision avec la Laurussia (Fig. I-2C). Quant à la localisation initiale de ces terranes avant leur dérive, elle peut être déterminée par l’étude de la répartition des âges des zircons hérités dans les sédiments ou les roches magmatiques. Il est généralement admis (eg. Linneman et al. 2008) que les zircons des terrains [3] montrent un gap entre 1.7 et 1 Ga et une population regroupée autour de 1.8 - 2.2 Ga qui sont typiques d’un héritage du Craton Ouest Africain, au contraire de ceux des terrains [2] dont la source serait le Craton Amazonien. Ceci implique par conséquent que les terrains [2]
étaient initialement situés relativement plus à l’ouest sur la bordure nord du Gondwana par rapport aux terrains [3] (Fig. 1-4) et que leur position actuelle nord/sud ne reflète pas leur position initiale (comme le montrent d’anciens modèles de reconstitution ; e.g. Matte 2001) mais bien leur accrétion dans un contexte décrochant.
Fig. 1-4 Localisation des terrains avaloniens (2- gris foncé) et des terrains médians (3-noir) en périphérie du Supercontinent Gondwana au Cambrien supérieur. Les futures ouvertures de l’Océan Rhéïque et de l’Océan Sud (ici Paléotéthys) sont également indiquées. (Modifié d’après von Raumer et Stampfli 2008)
Au contraire, la distinction entre les terrains [3] septentrionaux et méridionaux et celle entre les terrains [3] et [4] sont moins systématiques, notamment au niveau paléontologique, ce qui a mené certains auteurs à penser que ces terrains n’ont jamais été séparés par l’ouverture d’un deuxième océan paléozoïque ”sud” (Robardet 2003).
Cependant, la large répartition en latitude des reliques de lithosphère océanique et des roches de haute pression varisques en Europe (voir plus loin) a conduit à l’élaboration de modèles incluant l’existence de plusieurs océans siluro-dévoniens : le Rhéïque au nord et un (ou plusieurs) océan(s) sud(s) dénommé(s) successivement Océan du Massif Central (Matte 1986), Océan Saxothuringien (Franke 1989), Océan Médio-européen (Faure et al. 1997), Océan Moldanubien (Tait et al. 1997 ; Franke 2000), Océan de Galice-Bretagne Sud (Matte 2001) ou Paléotéthys (Stampfli et Borel 2002). A contrario, cette répartition a également été expliquée par le démembrement d’une seule lithosphère océanique lors de grands mouvements décrochants, comme le proposent Shelley et Bossière (2000).
Quant aux terranes brunovistuliermes (Fig. 1-3 - Kalvoda et Babek 2010 ; Brunovistulia-Malopolska (BV-M), East Moesia, West Moesia & Istanbul-Zonguldak), si leur histoire est classiquement rapprochée de celle de l’Avalonia, leur provenance (affinité baltique, avalonienne ou les deux) est toujours débattue ; enregistrement méso- et néoprotérozoïque de type baikalien (Baltica) ou cadomien (Gondwana) et, dans le dernier cas, terranes péri-gondwaniennes amazoniennes (Ustaômer et al. 2011) ou nord-africaines.
Cependant, il y a de plus en plus d’arguments pour séparer les terranes brunovistuliermes en deux ensembles (Oczlon et al. 2007): celui d’origine baltique (Brunovistulia, Malopolska et West Moesia) et celui d’origine avalonienne (East Moesia et Istanbul-Zonguldak). Ces deux ensembles auraient été démembrés et mis en contact lors de grands cisaillements dextres (IMF : Intra-Moesian Fault) durant la collision entre l’Avalonia et le bouclier baltique (orogenèse calédonierme) (Oczlon et al. 2007). Cependant, dans cette étude, ces terranes peuvent être considérées comme un ensemble unique [terrains 1-2] puisque leur position géotectonique respective avant la collision varisque serait similaire. Les terrains [3] seraient représentés dans cette région (Fig. 1-3) par la Dobrogée septentrionale, les Carpates externes, les unités gétiques, balkaniques et de Sakaraya (Oczlon et al. 2007 ; Kalvoda et Babek 2010). La recoimaissance de ces différents ensembles au sein de notre région d’étude sera discutée plus en détails au Chapitre II.2. En ce qui concerne les autres socles varisques repris par le système alpin, leur affinité est encore mal contrainte, excepté pour le massif macédonien qui montre une appartenance avalonienne (Meinhold et al. 2010), ainsi que les Carpates occidentales qui montrent une affinité péri-gondwanieime [3] (Vozarova et al.
2010).
1.3 Les grandes caractéristiques de la chaîne
La Fig. 1-5 est une carte de la tectonique varisque en Europe, réalisée à partir d’une synthèse bibliographique et d’interprétations personnelles. Y sont représentés les socles varisques constitués de roches paléozoïques, qui affleurent sous forme de massifs en Europe de l’Ouest et en Europe Centrale, mais qui sont également présents au sein des massifs alpins. Cette synthèse présente d’une part la division des socles - non repris dans l’orogenèse alpine - en différentes zones " tectono-métamorphiques" et "tectono- stratigraphiques", et, d’autre part, les principaux éléments structuraux constitutifs de l’orogène (sutures - ophiolites, roches de HP, failles, virgations, etc.). La légende correspondante se trouve en Fig. 1-6. Ces 2 figures sont disponibles en Annexe 1.
1.3.1 Subdivision en zones
La subdivision en zones tectono- métamorphiques et stratigraphiques (Fig. 1-5) suit de manière grossière celle établie par Martinez Catalan et al. (Fig. 2 - 2007). Elle se base essentiellement sur la prédominance d’un événement magmatique à une période particulière, le style des déformations associé à une position précise dans le système orogénique, le caractère plus ou moins autochtone/allochtone et, dans une moindre mesure, l’enregistrement sédimentaire. La signification de cette subdivision et les divers événements qu’elle reflète seront abordés plus loin dans les modèles de reconstitutions paléogéographiques. En plus de cette subdivision, les modifications suivantes ont été apportées sur la carte (Fig. 1-5): 1) la distinction entre les terrains parautochtone, allochtone inférieur et allochtone supérieur en Galice, dans le Massif Armoricain, le Massif Central, les Vosges, la Forêt Noire et le Massif de Bohême, 2) la délimitation de la MGCR (Mid German Crystalline Rise) et de ses terrains associés, 3) une corrélation tectono- métamorphique/stratigraphique interprétative pour les Variscides marocaines, sardes, corses, maures et calabraises et 4) la délimitation et l’appartenance des terrains varisques de l’Europe de l’extrême est. On distingue ainsi, du nord au sud en Europe occidentale:
les terrains avaloniens situés au nord du front varisque, non affectés par l’orogenèse, la zone de chevauchement externe et de bassin d’avant-fosse, constituée de terrains avaloniens (SB - SPZ - RHZ - MSZ - ND - IZB),
- la ride cristalline (L - NH - MGCR), à affinité mixte avalonienne et armoricaine, - la zone à forte empreinte cadomienne (Meseta - Kabylie - OMZ - NAZ - TBU),
la zone à forte empreinte ordovicienne (CIZ - CAZ - Pyrénées - Montagne Noire - STZ - MTM ouest - Sardaigne sud - Calabre),
- le parautochtone (GTZ - MC - Vosges - Forêt Noire - MZ - Sardaigne centrale), - l’allochtone inférieur caractérisé par des roches de HP-LT (gneiss inférieurs de la
GTZ, de la SAZ et du MC - MTM central - Sardaigne centrale nord),
l’allochtone supérieur caractérisé par des roches de HP-HT (gneiss supérieurs de la GTZ, de la SAZ, du MC, des Vosges, de la Forêt Noire - nappes supérieures du Massif de Bohême - MTM est - Corse - Sardaigne nord),
la zone de plissements et de failles (WALZ - Montagne Noire - Cévennes), constituée de terrains gondwaniens,
- la zone de chevauchement d’avant-pays (CZ - Anti-Atlas), constituée de terrains gondwaniens,
les terrains gondwaniens au sud du front varisque, non affectés par l’orogenèse (sud Maroc - Anatolie - Taurus).
En ce qui concerne les socles paléozoïques cachés dans l’orogène alpin, ceux des Alpes sont généralement considérés comme similaires aux unités allochtones ou aux terrains gondwaniens (von Raumer et al. 2009), alors que ceux de l’Europe de l’Est, de la Turquie et du Caucase, bien que leur étude ait fortement progressé ces dernières années, restent encore relativement mal contraints. Les événements varisques caractéristiques de notre région d’étude seront décrits plus en détails au Chapitre II.2.
1.3.2 Principales sutures
Les zones de suture majeures sont potentiellement soulignées par la présence de roches témoins de la fermeture de domaines océaniques. Les occurrences de complexes ophiolitiques (obduction) et de roches de haute pression (subduction) ont donc été reportées sur la Fig. 1-5. Rappelons que le nombre de domaines océaniques impliqués dans l’orogenèse varisque est toujours débattu, et qu’il n’est pas exclu qu’ « un océan » corresponde en réalité à « plusieurs petits bassins » eonneetés ou non entre eux.
Inversement, ce que d’aueuns considèrent comme « plusieurs sutures » pourrait en réalité représenter la même suture dupliquée par une tectonique transcurrente. Cependant, au regard de la Fig. 1-5, on distingue deux sutures de latitude distinete, déjà remarquées par Pin (1990): (1) la zone de suture rhéno-hercynienne, considérée rhéïque par certains et (2) la zone de suture au sein des unités allochtones.
La zone de suture au sein des unités allochtones est constituée i) de schistes bleus et de rares éclogites dans l’allochtone inférieur, ii) de séquences ophiolitiques communément intercalées entre les alloehtones inférieur et supérieur et iii) de fréquentes éclogites au sein de l’allochtone supérieur.
