Introduction de ma Thèse

Introduction

I.1. Extension des mouvements verticaux dans la plaque européenne 

En dehors des chaînes de montagnes actives, les mouvements verticaux existent et sont les témoins des évolutions géodynamiques à grandes échelles. Dans le cas des bassins sédimentaires, leur histoire tectonique et leur dynamique peuvent être reconstituées à partir de la caractérisation des dépôts sédimentaires, des déformations (failles, plis), de marqueurs organiques et inorganiques ainsi que de la modélisation géologique. Par contre, dans le cas de régions où n’affleurent que des roches métamorphiques et granitiques, les marqueurs des mouvements verticaux sont rares. L’absence de marqueurs stratigraphiques et de dépôts sédimentaires datables ne permet pas d’établir une histoire géologique détaillée même si l’utilisation de marqueurs tectoniques couplés à des études chronologiques permet de caractériser les mouvements faibles dans une région peu déformée. Il faut alors faire appel à la thermochronologie basse température, le paléomagnétisme, les paléoaltérations pour déterminer l’histoire d’une région et la relier à une histoire géodynamique plus large.

Les bassins européens et les socles, depuis le Permien, ont évolué à la suite d’évènements géodynamiques majeurs tels que le bombement de la mer du Nord (Ziegler, 1990 ; Underhill et Partington, 1993 ; Graversen, 2002), l’ouverture de l’Atlantique (Ziegler, 1988 ; Stampfli et Borel, 2004), l’ouverture de la Téthys (Ziegler, 1990 ; Dercourt et al., 1992) et la collision entre la plaque africaine et la plaque européenne (Ziegler, 1990 ; Coulon, 1992 ; Merle et Michon, 2001 ; Dèzes et al., 2004). Ces événements géodynamiques majeurs ont eu une forte influence sur la formation et la géométrie des bassins sédimentaires, le soulèvement ainsi que l’érosion (Guillocheau et al., 2000). Si cette évolution est bien reconnue dans les zones très déformées, les conséquences ne sont pas encore bien comprises à l’échelle de l’Europe. Par exemple, jusqu’à quelle distance du front de déformation alpin, les mouvements verticaux peuvent affecter la marge européenne et être enregistrés.

De part leur sensibilité thermique, les méthodes des traces de fission et (U-Th)/He appliquées sur les cristaux d’apatite sont les plus appropriées pour replacer chronologiquement les épisodes de mouvements verticaux les plus superficiels de la lithosphère continentale. Les âges apparents et les histogrammes de longueur de traces sont alors utilisés pour modéliser les chemins possibles temps-température en considérant un modèle d’évolution cinétique des traces. Si cette modélisation est aisée dans les domaines où l’activité géologique est forte, il est nécessaire dans les domaines de faible déformation d’introduire des contraintes géologiques robustes pour déterminer un chemin thermique plausible. Cette technique permet de déterminer les paléotempératures connues par la roche et de préciser l’époque durant laquelle ces températures ont régné. En connaissant le gradient géothermique, il est possible de déterminer les taux d’érosion. 

I.2. Age et gradient de déformation par rapport au front orogénique

Les études thermochronologiques récentes par traces de fission dans les cristaux d’apatite ont montré que la déformation liée à la convergence des plaques pouvait être enregistrée sur de grandes distances, en particulier par la déformation lithosphérique (Green, 1986 ; Wagner et al., 1989, 1997 ; Glasmacher et al., 1998 ; Barbarand et al., 2001 ; Cloetingh et al., 2005). Les contraintes tectoniques générées lors d’épisode de rifting ou d’orogenèse ont un rôle sur les déformations intraplaques induisant notamment l’inversion des structures extensives préexistantes entraînant l’érosion de leur couverture sédimentaire.

Les données fournies par la thermochronologie traces de fission et (U-Th)/He vont permettre de donner les clés pour répondre à différentes interrogations du point de vue géodynamique. La distribution des âges thermochronologiques sur l’échelle de tout un massif prend toute son importance sur la reconstitution des zones de déformation.

Il est intéressant de savoir (1) comment les déformations se propagent au sein de la croûte superficielle européenne et quelle serait l’importance des contraintes tectoniques. (2) Comment les accidents tectoniques ont-ils fonctionné et à quelle distance du front de déformation ? Par conséquent, (3) existe-t-il un gradient de déformation depuis le front orogénique ?

I.3. Paléogéographie

L’absence actuelle de couverture sédimentaire continue sur l’ensemble des soubassements paléozoïques n’est pas représentative des grands événements de sédimentation. Il est réaliste que les dépôts des grands bassins environnants se soient étendus de manière plus importante et qu’une accumulation sédimentaire non négligeable sur les domaines paléozoïques, considérés comme émergés depuis l’orogenèse varisque, ait pu exister. La géométrie actuelle de ces bassins ne correspond pas toujours à leur géométrie initiale. Ce constat met en avant la question de la relation réelle entre les domaines de socle et les bassins avoisinants.

Trois questions clés, au niveau de la paléogéographie régionale, peuvent être discutées à partir des nouvelles données (traces de fission, (U-Th)/He) apportées par cette étude et par la compilation de travaux déjà réalisés qui n’ont jusqu’à présent apporté des éclairages ponctuels : (1) L'extension réelle des bassins méso-cénozoïques (par exemple le bassin de Paris, ou encore le bassin sud-ouest germanique...) sur le soubassement Paléozoïque est encore mal connu ainsi que (2) l'âge de l'inversion des différents bassins Ouest européens. (3) L’ampleur de l'érosion produite par les événements tectoniques est également une composante encore peu renseignée.

La conséquence attendue est une meilleure connaissance de la géodynamique du socle européen via la reconstitution de son histoire thermique à partir de plusieurs sites où le socle primaire est à l’affleurement. Par ce biais, une nouvelle synthèse de la paléogéographie et une nouvelle compréhension des mécanismes de déformation du socle européen sont réalisables, apportant des informations inédites et comblant de nombreuses lacunes au niveau des zones dépourvues aujourd’hui de sédiments pour lesquelles les techniques classiques paléogéographiques ne peuvent pas être utilisées.

I.4. Choix et localisation des sites d’études

Le choix de l’étude du massif de l’Ardenne et du massif de Bohême (Fig. 1) a été déterminé en fonction de leur situation géotectonique et structurale (unité tectonique). Pour illustrer l’importance des contraintes géodynamiques, une étude des traces de fission sur cristaux d’apatite a été menée à l’échelle de ces massifs. Ces massifs sont relativement stables depuis l’orogenèse varisque, mais ils ont été en partie réactivés lors de la collision entre les plaques européenne et africaine. Leur développement post-varisque est encore peu intégré dans les grands évènements géodynamiques méso-cénozoïques qui affectent la marge Ouest européenne.

Plusieurs critères entrent en liste et font du massif ardennais et du massif bohémien de bons candidats pour une reconstitution géodynamique et paléogéographique par les méthodes thermochronologiques :

(1)                       Ces massifs présentent l’avantage de ne pas être intégrés dans le cycle alpin et sont affranchis de l’histoire tectonique alpine qui masquerait la détection des évènements géodynamiques à l’échelle de la plate-forme européenne. Il est donc intéressant de collecter des roches sur des substratums anciens en dehors du domaine alpin où la tectonique post-varisque n’est pas clairement observable à l’inverse des Alpes par exemple ;

(2)                       Ces massifs sont situés entre le front alpin et les accidents tectoniques Nord européens (grabens de la Mer du Nord, linéament Teyseire-Tornquist par exemple) ;

(3)                       Ils sont actuellement bordés par les grands systèmes de bassins sédimentaires méso-cénozoïques de l’Europe de l’Ouest (bassin parisien, bassin germano-polonais, bassin SW germanique par exemple : Fig. 1) constitués par des séries sédimentaires peu déformées et non métamorphisées sur des épaisseurs pouvant atteindre respectivement de 3000 à 9000 m. Le substratum de ces bassins est constitué d’un socle varisque semblable à celui qui compose les massifs adjacents ;

(4)                       Ils existent des bassins annexes et des reliques sédimentaires localement préservées sur les socles paléozoïques de ces massifs ;

(5)                       Ils sont situés à des distances variables du front alpin.

Par rapport au contexte géologique et afin d’optimiser la résolution des points d’échantillonnage, ces derniers ont été réalisés selon de multiples transepts traversant différents axes des massifs étudiés (notamment sur le massif de Bohême). Cette stratégie d’échantillonnage  a également l’intérêt de détecter d’éventuelles variations régionales de l’histoire géologique.

Les premières études TFA ont été essentiellement menées au Nord de l’Ardenne sur le massif du Brabant (Van den Haute et Vercoutere, 1989). Celles-ci ont été complétées par d’autres analyses traces de fission sur quelques apatites de l’extrême bordure Nord ardennaise, ainsi que dans la partie Ouest du Synclinorium de Dinant mais sans simulation thermique (Vercoutere et Van den Haute, 1993). Glasmacher et al. (1998) ont également fait une étude TFA localisée sur le massif de Stavelot à l’extrémité orientale de l’Ardenne. Le massif Est rhénan ainsi que le bassin carbonifère de la Ruhr en Allemagne sont documentés par les travaux de Karg et al. (2005). La dernière étude TFA de l’Ardenne (Xu et al., 2006, 2009) couvre un axe NE-SW entre le front varisque et le massif de Givonne incluant le graben de Malmedy.

L’objectif de l’étude de ce massif est de présenter des données supplémentaires en traces de fission sur apatite, en particulier en limite du bassin parisien et du domaine ardennais avec l’emploi de solides contraintes géologiques, sédimentologiques et de paléoaltérations pour leur modélisation thermique. L’accent est porté notamment sur l’hypothèse d’une transgression au Crétacé supérieur sur l’Ardenne.

Des données thermochronologiques basse température sur le massif de Bohême documentées dans la littérature ont été réalisées uniquement à l’échelle locale. La région du Fichtelgebirge (Ventura et Lister, 2003) et notamment le site de forage KTB en Bavière (German Continental Deep Drilling Program) et les régions adjacentes (Wagner et al., 1989 ; Bischoff, 1993 ; Hejl et al., 1997) de la partie occidentale du massif ont été fortement documentés en données TFA. D’autres études ont également été réalisées au sud-est dans la région du Waldviertel en Autriche (Hejl et al., 2003), sur la bordure nord-est au niveau des Sudètes en Pologne (Aramowicz et al., 2006) et dans la région interne du massif au niveau du Barrandien (Glasmacher et al., 2002 ; Suchy et al., 2002) ainsi que dans la partie nord-ouest du bassin bohémien (Filip et al., 2007). Aucune étude (U-Th)/He sur l’ensemble du massif n’a été réalisée. Les grands bassins sédimentaires adjacents tels que le bassin de basse Saxe et le bassin polonais ont également fait l’objet d’une étude locale (Senglaub et al., 2005 ; Resak et al., 2008) ainsi que les massifs cristallins périphériques tels que la Thuringer Wald (Thomson et Zeh, 2000), les montagnes du Harz (Thomson et al., 1997) et vont fournir des compléments d’information sur l’histoire géodynamique de l’Europe centrale.

L’intérêt est de mettre en évidence la réactivation des accidents varisques et les gradients de déformations qui ont affecté le soubassement bohémien depuis le front alpin et d’en comprendre les effets sur l’évolution du relief, les phases ainsi que les origines de ces déformations sur de multiples échelles.

Ce travail permet de faire un recoupement des travaux multidisciplinaires (tectonique, stratigraphie, thermochronologie,…) déjà réalisés dans le cadre d’études géodynamiques et paléogéographiques à l’échelle locale. Ce travail vise à établir de nouvelles contraintes au niveau des domaines de socle où les mouvements verticaux sont suggérés, mais où les bases de données issues des différentes études traces de fission de la littérature ne sont pas uniformes et trop régionalisées. De ce fait, cette étude va permettre de comprendre comment la croûte européenne s’est déformée en prenant en compte les contraintes tectoniques en limite de plaque mais également la structuration de la lithosphère européenne. L’histoire post-varisque de l’Ardenne et de la Bohême est encore peu intégrée dans ces grands évènements géodynamiques méso-cénozoïques qui affectent la marge nord européenne et son étude peut apporter des contraintes fortes. La comparaison entre les massifs se place dans cette réflexion.