Jovan (Serbie) et de la Stara Planina Occidentale (Bulgarie) études pétrostructurales des massifs d’ A lmǎj (Roumanie), de Deli La chaîne varisque dans les Carpates Méridionales et les Balkans Occidentaux :

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ÉCOLE DOCTORALE UNITER/SPIGA Année 2012

La chaîne varisque dans les Carpates Méridionales et les Balkans Occidentaux :

études pétrostructurales des massifs d’Almǎj (Roumanie), de Deli Jovan (Serbie) et de la Stara Planina Occidentale (Bulgarie)

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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 Examinateurs

Christian NICOLLET, professeur, Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand

Christian PIN, directeur de recherches CNRS, Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand 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 MĂRUNŢIU, 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

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 fut 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 Mǎrunțiu, 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 Monnier, 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.

I

Ce travail est avant tout une étude de terrain, et je n’oublierai jamais les missions en Roumanie, Serbie et Bulgarie, où j’ai vraiment appris la géologie, au sein de l’équipe de choc d’abord, déjà bien rôdée et emmenée par Olivier l’intrépide, Marcel le sifflotant et Hervé le grand reporter structuraliste, que ce soit dans les Monts Almǎj (granite, 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 Cvetković 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, mulțumesc 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 jour 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 CGRI/WBI 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,

II

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 encouragée 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 l’anti-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 – Marjorie 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 Marjo 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

III

aussi pour l’aide précieuse de dernière minute ! Merci à tout le LPG confondu pour cette bonne ambiance… et à Olivier B. pour un certain poulet réconfortant. Je n’oublie pas non 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’œil 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, Marjorie et ma soeurette.

Merci à mes amies de toujours, Nathalie, Marjorie, 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… !

IV

Introduction générale ... 1

Première partie: Cadre géologique de la chaîne varisque en Europe Chapitre I. Généralités sur le cycle varisque en Europe ... 7

I.1 Introduction ... 7

I.2 Les pièces du puzzle ... 9

I.3 Les grandes caractéristiques de la chaîne... 12

I.3.1 Subdivision en zones ... 12

I.3.2 Principales sutures ... 13

I.3.3 Structure de la chaîne ... 17

I.4 Modèles de reconstitution paléogéographique ... 24

Chapitre II. Cadre géologique en Europe de l’Est (Carpates-Balkans) ... 38

II.1 Évolution alpine ... 38

II.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

II.1.3 Histoire alpine des Carpates et des Balkans ... 51

II.1.3.1 Evolution cimmérienne 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/autrichienne (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

II.2 Travaux antérieurs sur les socles pré-alpins des Carpates Méridionales et des Balkans ... 61

II.2.1 La plate-forme de Moesia ... 62

II.2.1.1 Composition du socle pré-alpin ... 63

II.2.1.2 Affinités paléocontinentales ... 64

V

II.2.1.3 Assemblage et structuration de la Moesia ... 66

II.2.2 L’unité du Danubien inférieur/Pré-Balkans ... 66

II.2.2.1 Composition du socle pré-alpin ... 67

II.2.2.2 Affinités paléocontinentales ... 68

II.2.2.3 Assemblage et structuration de l’unité du Danubien inférieur/Pré-Balkans ... 69

II.2.3 L’unité du Danubien supérieur/Balkans Occidentaux ... 69

II.2.3.1 Composition du socle pré-alpin ... 69

II.2.3.2 Affinités paléocontinentales ... 73

II.2.3.3 Assemblage et structuration de l’unité du Danubien supérieur/Balkans Occidentaux ... 74

II.2.4 L’unité du Gétique/de la Sredna Gora ... 74

II.2.4.1 Composition du socle pré-alpin ... 74

II.2.4.2 Affinités paléocontinentales ... 77

II.2.4.3 Assemblage et structuration de l’unité du Gétique/de la Sredna Gora ... 78

II.2.5 Conclusions ... 78

II.3 Cadre géologique régional des zones d’étude ... 79

II.3.1 Les Monts Almăj (Roumanie) ... 79

II.3.1.1 Introduction ... 79

II.3.1.2 Les unités lithologiques ... 82

II.3.1.3 Structure du massif ... 88

II.3.2 Le Massif de Deli Jovan (Serbie) ... 89

II.3.2.1 Introduction ... 89

II.3.2.2 Les unités lithologiques ... 90

II.3.2.3 Structure du massif ... 94

II.3.3 La Stara Planina Occidentale (Serbie et Bulgarie) ... 95

II.3.3.1 Introduction ... 95

II.3.3.2 Les unités lithologiques ... 98

II.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 Tisoviţa Iuţi (Roumanie)... 107

VI

III.1.2 Coupes de Eibenthal, Tisna et Puchkarsky ... 111

III.1.3 Coupe du Danube ... 112

III.1.4 Synthèse des observations et mesures sur le massif de Tisoviţa Iuţi ... 114

III.2 Le massif ophiolitique de Deli Jovan (Serbie) ... 118

III.2.1 Les roches de la croûte inférieure ... 118

III.2.2 Les roches de la croûte supérieure ... 120

III.2.3 Synthèse des observations et mesures sur le massif de Deli Jovan ... 125

III.3 Le massif ophiolitique de Zaglavak (Serbie) ... 126

III.3.1 Synthèse des observations et mesures sur le massif de Zaglavak ... 129

III.4 Le massif ophiolitique de Tcherni Vrah (Bulgarie)... 130

III.4.1 Synthèse des observations et mesures sur le massif de Tcherni Vrah ... 136

Chapitre IV. Datations absolues des gabbros par la méthode

Sm-

Nd ... 137

IV.1 Datation du massif de Tisoviţa Iuţi ... 137

IV.1.1 Méthodologie et préparation des échantillons ... 137

IV.1.1.1 Sélection des échantillons et séparations minérales ... 137

IV.1.1.2 Mise en solution et chromatographie ... 139

IV.1.1.3 Analyses au MC-ICP-MS ... 140

IV.1.2 Résultats et interprétations ... 141

IV.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 Almǎj (Roumanie) Chapitre VI. Les grandes structures des Monts Almăj ... 153

VI.1 La Zone Mylonitique de Corbu ... 153

VI.1.1 Descriptions et mesures de terrain ... 155

VI.1.1.1 Coupe de Sfârdinu Mare ... 156

VI.1.1.2 Coupe de Iardaşiţa ... 158

VI.1.1.3 Coupe d’Eşelniţa 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

VII

VI.1.1.8 Coupe de Satului ... 182

VI.1.1.9 Coupe de Ponicova... 184

VI.1.1.10 Coupe de Cîrnina ... 188

VI.1.1.11 Coupe de Plavişeviţa ... 190

VI.1.1.12 Coupes de Codicea Mare et Garboviţa ... 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 Lung ... 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 Tisoviţa Iuţi ... 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 Tisoviţa Iuţi ophiolite, Southwestern 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

VIII

VII.2.4.1 Rappels sur la méthode de datation Ar- Ar ... 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

VII.2.5 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

VII.3 Les roches ultramafiques ... 320

VII.3.1 La serpentinisation ... 321

VII.3.1.1 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 talcisation 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

VII.3.5 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

IX

VIII.1.2.5 Muscovite ... 409

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-D

/D

... 464

VIII.1.4.3 Paragenèses syn- et post-D

... 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

X

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

IX.2.1 Regional 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

IX.3.1 Magmatic-submagmatic flow (microstructure 0) ... 579

IX.3.2 Weak HT solid-state flow (microstructure 1)... 580

IX.3.3 HT-MT significant solid-state flow (microstructure 2) ... 580

IX.3.4 MT solid-state flow and beginning of mylonitisation (microstructure 3) ... 581

IX.3.5 LT solid-state flow and significant strain (microstructure 4) ... 581

IX.4 Magnetic mineralogy ... 583

IX.5 Internal structures of the Cherbelezu pluton inferred from AMS and IA techniques ... 585

IX.5.1 AMS and IA sample preparations ... 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 interpretation ... 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 various microstructures present in the pluton ... 593

IX.6.2 Interpretation of the scalar parameters ... 594

XI

IX.6.2.1 Comparison between the AMS and the IA techniques ... 594

IX.6.2.2 P’ significance ... 596

IX.6.2.3 P’-T evolution ... 597

IX.6.3 Syntectonic emplacement and cooling of the Cherbelezu massif ... 598

IX.7 Conclusions ... 601

Chapitre X. Synthèse tectono-métamorphique de la région des Monts Almăj ... 610

Quatrième Partie : Études pétrostructurales des massifs de Deli Jovan (Serbie) et de la Stara Planina Occidentale (Serbie et Bulgarie) Chapitre XI. Descriptions et mesures de terrain ... 619

XI.1 Coupe de Crnajka ... 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 Tcherni 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 granite 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

XI.8.1.4 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

XII

XI.8.2.4 Interprétation des structures observées ... 662 Chapitre XII. Synthèse générale sur les massifs de Deli Jovan et de la Stara Planina

occidentale ... 664

Cinquième Partie : Discussion générale & conclusions

Conclusions générales et perspectives ... 682 Bibliographie ... 687

XIII

XIV

1

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 Laurussia, 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 supérieur, 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’Almăj (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 : Tisoviţa Iuţi (Roumanie), Deli Jovan (Serbie), Zaglavak (Serbie) et Tcherni Vrah

(Bulgarie). La majeure partie de ce travail a été réalisée dans la région des Monts Almăj en

Roumanie. Les massifs serbes et bulgares n’ont fait l’objet que d’études préliminaires mais

qui apportent des informations utiles pour contraindre un schéma global.

2 Ce mémoire est composé de cinq parties :

La Première Partie de ce manuscrit reprend des généralités sur le cycle varisque en Europe Occidentale et en Europe Centrale (Chapitre I). 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 II).

La Deuxième Partie est centrée sur les quatre massifs ophiolitiques de Tisoviţa Iuţi, Deli Jovan, Zaglavak et Tcherni 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 III). Cette étude apporte ensuite de nouvelles datations absolues obtenues sur des gabbros par la méthode ¹⁴⁷ Sm- ¹⁴³ Nd (Chapitre IV). 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 Almăj. 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 structurale de terrain détaillée, menée au sein des 2 zones tectoniquement importantes qui ont été reconnues dans la région des Monts Almăj, 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 Tisoviţa Iuţi. 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 muscovite 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 ⁴⁰ Ar- ³⁹ 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

3

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 un 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 granite. 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 Supérieur. Ce schéma est alors replacé dans le

contexte plus large du cycle orogénique varisque à l’échelle de l’Europe.

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5

PREMIÈRE PARTIE

CADRE GÉOLOGIQUE DE LA CHAÎNE VARISQUE

EN EUROPE

6

7

Europe

I.1 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-1).

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 une architecture complexe avec une segmentation en plusieurs domaines séparés par de grands accidents tardifs.

Fig. I-1 Localisation des chaînes calédonienne – appalachienne (ombré) et varisque – alléghanienne – ouachite (hachurés) à la fin 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)

Chapitre I. Généralités sur le cycle varisque en Europe

8

L’histoire du cycle varisque (Fig. I-2) peut être résumée comme l’éclatement, au Néoprotérozoïque supérieur, 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 ¹ (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).

Fig. I-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.

1

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.

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I.2 Les pièces du puzzle

D’une manière générale, l’Europe actuelle présente 4 grands ensembles du nord au sud (Fig. I-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. I-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 [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]).

Fig. I-3 Localisation des différents blocs européens impliqués dans les orogénèses calédonienne (sutures de Iapetus et de Tornquist) et varisque (sutures rhéno-hercynienne/rhéïque et peut-être paléotéthysienne) : 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.

2

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 une évolution tectonostratigraphique propre encore controversée.

Chapitre I. Généralités sur le cycle varisque en Europe

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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 hirnantienne 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 dévonienne 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 calédonienne 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. I-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. I-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)

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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 brunovistuliennes (Fig. I-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 (Ustaömer et al. 2011) ou nord-africaines.

Cependant, il y a de plus en plus d’arguments pour séparer les terranes brunovistuliennes 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 calédonienne) (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. I-3) par la Dobrogée septentrionale, les Carpates externes, les unités gétiques, balkaniques et de Sakaraya (Oczlon et al. 2007 ; Kalvoda et Babek 2010). La reconnaissance 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-gondwanienne [3] (Vozarova et al.

2010).

Chapitre I. Généralités sur le cycle varisque en Europe

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I.3 Les grandes caractéristiques de la chaîne

La Fig. I-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. I-6. Ces 2 figures sont disponibles en Annexe 1.

I.3.1 Subdivision en zones

La subdivision en zones tectono- métamorphiques et stratigraphiques (Fig. I-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. I-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),

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- 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.

I.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. I-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 » connectés ou non entre eux.

Inversement, ce que d’aucuns considèrent comme « plusieurs sutures » pourrait en réalité représenter la même suture dupliquée par une tectonique transcurrente. Cependant, au regard de la Fig. I-5, on distingue deux sutures de latitude distincte, 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 allochtones inférieur et supérieur et iii) de fréquentes éclogites au sein

de l’allochtone supérieur.

Chapitre I. Généralités sur le cycle varisque en Europe

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Fig. I-5 Carte tectonique de l’Europe varisque. Voir texte. (carte disponible en Annexe 1)

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Fig. I-6 Ophiolites, schistes bleus et éclogites varisques. Voir texte. (Légende disponible en Annexe 1)

Chapitre I. Généralités sur le cycle varisque en Europe

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En comparant les âges de formation de ces marqueurs au travers des différents massifs (Fig.

I-6), il apparaît d’une part que l’accrétion de croûte océanique s’est produite à deux périodes distinctes, le Cambro-Ordovicien et le Dévonien, et d’autre part, qu’il existe deux épisodes de subduction s’étalant du Silurien au Dévonien moyen et du Dévonien supérieur au Carbonifère. Le premier est majoritairement caractérisé par un gradient métamorphique faible à moyen (8-10°C/km), avec cependant quelques exceptions marquées par des éclogites de ultra-haute pression dans le massif central français (Limousin et Monts du Lyonnais) et le massif de Bohême (Münchberg). Le deuxième se distingue par la coexistence, principalement dans le massif de Bohême, d’un gradient métamorphique très faible (6-8°C/km) à l’origine des schistes bleus et des éclogites UHP et d’un gradient métamorphique faible à moyen générant des éclogites HP-HT.

Cette deuxième suture correspondrait à la disparition de « l’Océan Sud » alors que la première représenterait la suture de la Mer Rhéno-Hercynienne associée à l’Océan Rhéïque Matte (2001). A l’opposé, Martinez Catalan et al. (2007) reconnaissent l’existence de ces deux zones de suture mais les associent à la fermeture d’un même océan, le Rhéïque. Dans ce cas, les deux sutures auraient été initialement longitudinalement distinctes et correspondraient à des subductions de vergence contraire le long de la bordure du Rhéïque – vers le sud dans sa partie occidentale et vers le nord dans sa partie orientale – reliées par une faille transformante (Fig. I-7B). Leur position actuelle résulterait de la tectonique transcurrente dextre bien reconnue à la fin de l’orogenèse varisque. Notons que Stampfli et Borel (2002) ne tiennent absolument pas compte de la deuxième suture « sud » dans leur modèle, et proposent l’existence d’une troisième suture entre les terranes hunniques et le Gondwana. Ces auteurs ont cependant fait évoluer leur modèle (von Raumer et al. 2009) et expliquent aujourd’hui la suture sud par une collision entre un arc insulaire et la bordure nord du Gondwana (voir plus loin). Ils placent alors la suture de Paléotéthys au Maroc (Fig.

I-5) et expliquent l’absence de roches ophiolitiques et de haute pression dans ces régions par la tectonique transcurrente significative à cette époque. Cette même suture de Paléotéthys (Fig. I-5) se retrouverait également en Turquie (Zakariadze et al. 2007a) mais se situerait aujourd’hui le long de blocs juxtaposés par l’orogenèse alpine le long de la zone de suture paléocène d’Izmir-Ankara-Erzincan (Okay et Tuysuz 1999).

Bien que peu caractérisés et moins bien connus, des marqueurs de convergence

d’âge varisque existent également dans les terrains pré-alpins de l’extrême est (Carpates,

Balkans, Caucase). Notre étude se focalisera sur l’un d’entre eux : le complexe ophiolitique

carpato-balkanique (Fig. I-5), dont l’âge est controversé (Fig. I-6).

17 I.3.3 Structure de la chaîne

L’architecture de la chaîne varisque serait principalement héritée du système de subduction à double vergence décrit ci-dessus, avec des pendages respectivement vers le sud pour la suture rhéno-hercynienne et vers le nord pour la suture de l’Océan Sud. Il en résulterait une chaîne en éventail avec des plissements et des charriages de nappes relativement plats et à vergence opposée vers l’extérieur de l’orogène (Fig. I-7A - Matte 1986). Dans le modèle de Martinez Catalan et al. (2007), il existe deux zones de subduction de vergence opposée dans l’Océan Rhéïque, chacune étant une subduction simple avec, respectivement en position inférieure, le Gondwana à l’est et la Laurussia à l’ouest (Fig.

I-7B). L’architecture en éventail ne résulterait pas de la collision mais d’une juxtaposition produite par la tectonique transcurrente à la fin de l’orogenèse varisque.

Fig. I-7 Architecture de la chaîne varisque selon une collision double (A, Matte 1986) ou deux collisions simples juxtaposées (B, Martinez Catalan et al. 2007).

Une autre caractéristique frappante de la chaîne varisque est la présence de failles

décrochantes majeures (Fig. I-5), généralement considérées comme d’âge Carbonifère,

postérieures à la tectonique de charriage. Ces accidents incluraient les zones de cisaillement

dextres de Porto Tomar (PTSZ), nord et sud armoricaines (NASZ et SASZ), de Nort sur

Erdre (NEF), de Cholet-La Courtine (CCSZ), de Bristol-Manche-Bray (BCBF), Nord

Chapitre I. Généralités sur le cycle varisque en Europe

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Pyrénéenne (NPF), de Lalaye-Lubine (LLF), de l’Elbe (EF), intra-Sudètes (ISF), Sud Atlasique (SAF), Sud Meseta (SMF). Leur sens de cisaillement s’intègrerait dans une tectonique transcurrente dextre à grande échelle parallèle à la chaîne prévalant à la fin de l’orogenèse varisque (Shelley et Bossière 2000). Il existe cependant également des mouvements sénestres dans la péninsule ibérique comme les zones de cisaillement de Badajoz-Coimbra-Cordoba (BCCSZ) ou de Juzbado Penalva (JPSZ), considérées comme carbonifères et d’importance majeure. Enfin, des accidents sénestres plus tardifs ou ayant rejoué au Carbonifère-Permien peuvent être mis en relation avec la tectonique extensive présente à cette époque, comme le Sillon Houiller (SHF) dans le Massif Central et le Graben du Rhin.

La structure de la chaîne varisque européenne se complique par la présence de courbures qui lui confèrent son apparence sinueuse (Fig. I-5). Les plus connues sont la virgation ibéro-armoricaine, qui se caractérise par une courbure de 180° au niveau de la zone cantabro-asturienne, et la virgation du massif de Bohême, qui montre une courbure de 90°. Différentes interprétations ont été et sont toujours avancées quant à leur formation, selon qu’elle soit primaire (syn-orogénique) ou secondaire (post-orogénique).

L’arc ibéro-armoricain a d’abord été considéré comme le résultat de l’indentation syn-orogénique vers le nord d’un promontoire rigide gondwanien dans la chaîne mobile (Fig. I-8A) – similaire à l’Inde dans l’Himalaya – provoquant des cisaillements majeurs sénestres dans la péninsule ibérique (BCCSZ) et dextres dans le massif armoricain (SAZ), ainsi que des cisaillements secondaires de sens contraires (PTSZ) et un sous-charriage de la partie interne de cet arc relativement à la partie externe (Burg et al. 1981 ; Matte 1986). En variante et sur base de corrélations entre la péninsule ibérique et les Variscides marocaines, Simancas et al. (2009) proposent une indentation vers le sud par un promontoire avalonien (Fig. I-8B).

Cependant, d’autres auteurs considèrent cet arc comme la courbure oroclinale post- orogénique d’une chaîne préalablement linéaire (Fig. I-8C), en accord avec des données paléomagnétiques (Weil et al. 2001 ; 2006). Cette courbure autour d’un axe vertical résulterait d’un changement significatif du champ de contraintes régional entre 304 et 295 Ma (Weil et al. 2010). Elle s’accompagnerait de failles décrochantes accommodant la rotation par glissement flexural (Gutierrez-Alonso 2008a). Cependant, la plupart des zones de cisaillement transcurrentes étaient déjà actives avant la période de courbure proposée par Weil et al. (2010), comme le relèvent Pereira et al. (2010) pour la BBCSZ (335-318Ma).

Ceux-ci considèrent que la construction de la chaîne linéaire au Carbonifère inférieur

s’accompagnerait non d’un cisaillement dextre mais sénestre (BBCSZ : 335-318Ma) et que

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les mouvements dextres que l’on observe communément sont plus tardifs et liés à la courbure oroclinale post-orogénique décrite ci-dessus (PTSZ : 318-308Ma, SAZS : 300Ma).

Fig. I-8 Les différents modèles pour expliquer la sinuosité de la chaîne varisque européenne. Voir texte.

Chapitre I. Généralités sur le cycle varisque en Europe

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Notons néanmoins que des mouvements dextres antérieurs à la courbure oroclinale existent également (NASZ: 320Ma, SASZN: 330Ma, NEF : 360-330Ma - Ballèvre et al. 2009, CCSZ : 360-350Ma – Cartannaz et al. 2006).

Entre ces deux modèles, Ribeiro et al. (2007) considèrent une courbure syn- orogénique précoce, progressive, plus large et liée à l’indentation d’un promontoire gondwanien, suivie d’une courbure post-orogénique superficielle qui accentuerait encore la forme arquée et qui est en accord avec les résultats paléomagnétiques.

L’arc du Massif de Bohême est principalement mis en évidence par des études paléomagnétiques (Tait et al. 1996) qui indiquent une rotation horaire de la zone moravo- silésienne d’au moins 90° à partir du Dévonien supérieur, ainsi que par la structure arquée de la zone saxothuringienne entre l’Allemagne et les Sudètes (Franke et Zelazniewick 2002). La tectonique carbonifère dans le Massif de Bohême pourrait ainsi se résumer en 3 étapes (Fig. I-8D – Franke et Zelazniewick 2002) : (i) cisaillements dextres parallèles à l’orogène au Dévonien supérieur et Carbonifère inférieur le long des sutures entre les différentes zones tectono-métamorphiques (LLF), (ii) rotation horaire et déplacement vers le NW de la zone moravo-silésienne le long de la suture trans-européenne (TES), accommodés par des failles dextres (ISF & EF : 333-325Ma) et (iii) troncature de cet arc par le chevauchement transpressif dextre moldanubien (MT) qui montre un déplacement d’au moins 400km après 325Ma. Cependant, les données paléomagnétiques acquises par Edel et al. (2003) montrent que l’entièreté du massif, et non la seule zone moravo-silésienne, aurait subi cette rotation. Finger et al. (2007) reprennent cette idée et associent la rotation du massif à une collision oblique entre les terrains moldanubiens/tepla-barrandiens au sud et l’Avalonia/Brunovistulia présentant un promontoire moravien au nord (Fig. I-8E).

Reprenant l’idée entre autres de Franke et Zelazniewick (2002) d’une rotation induite par une tectonique transcurrente dextre, Martinez Catalan et al. (2007 ; 2011) explorent ce modèle à l’échelle de toute la chaîne varisque (Fig. I-8F). Un système de transpression dextre de grande envergure parallèle à l’orogène, se serait développé juste après l’épaississement crustal, au début de la relaxation de la chaîne, et aurait induit localement, dans une croûte encore chaude, des courbures et des rotations accommodées par des cisaillements et des plis. Les cisaillements sénestres seraient équivalents aux structures antithétiques entre deux dominos.

La sinuosité de la chaîne varisque pourrait encore se poursuivre vers le SW, comme

l’a suggéré Matte (2001) avec la prolongation du chevauchement transpressif moldanubien

(MT) jusque dans le Sud de la France. Il existe en effet de fortes similitudes tectono-

métamorphiques et stratigraphiques entre le sud du massif de Bohême (MZ), les massifs