Orogenic inheritance and the North Atlantic rift

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Contexte géologique de la zone d’étude :

Du Protérozoïque au Paléozoïque : la fragmentation de Rodinia

Suite à la fragmentation du supercontinent Rodinia au cours du Néoprotéro-zoïque (∼ 800 Ma), la géographie de l’ère Paléozoïque est dominée par quatre con-tinents principaux – à savoir Gondwana, Laurentia, Baltica et Siberia – séparés par trois océans majeurs baptisés Panthalassa, Iapetus et Rhéique (Cocks et Torsvik, 2005). La subduction puis la fermeture de ces océans ont mené à la ré-agglomération de l’ensemble des continents sous la forme du supercontinent Pangée à la fin du Paléozoïque (Figure 3 ; voir Torsvik et al. (2012) pour une synthèse). En Europe de l’Ouest, cette phase de collision s’est traduite par les orogenèses Calédonienne au Siluro-Dévonien, et Varisque au Carbonifère Supérieur (Krawczyk et al., 2008; Kröner et al., 2008, et références y contenues).

Les orogenèses Calédonienne et Varisque

Océans et continents impliqués

Les orogenèses Calédonienne et Varisque ont impliqué trois continents majeurs, à savoir : (1) Laurentia ≃ le craton Nord Américain + le Groenland + la partie nord du Royaume-Uni (voir Cocks et Torsvik (2011) pour une synthèse) ; (2) Baltica ≃ le craton Est-Européen (qui comprend le nord de l’Europe entre la Trans-European suture zone et l’Oural, et entre la chaîne de Timan et la Mer Noire et la Mer Caspienne) + les diﬀérents terrains accrétés au nord, jusqu’à Svalbard (voir Cocks et Torsvik (2005) pour une synthèse) ; et (3) Gondwana ≃ l’Afrique + l’Amérique du Sud + l’ Australie + l’Antarctique + l’Inde+ la péninsule Arabique + le reste de l’Europe + la Nouvelle Ecosse et l’ouest de la Terre Neuve (voir Torsvik et Cocks (2011) pour une synthèse). Une quatrième plaque plus petite, baptisée Avalonia ( ≃ l’Europe de l’ouest, y compris le sud du Royaume-Uni, la Belgique et l’Allemagne du Nord + la Nouvelle Ecosse et l’ouest de la Terre Neuve ; voir Cocks ET AL.
(1997) pour une synthèse), s’est détachée du supercontinent Gondwana à la fin du Cambrien, laissant au niveau de sa marge nord une série de blocs continentaux peu amincis séparés par des bassins de rift étroits (∼ 500–1 000 km ; (voir Kröner et Romer (2013); Torsvik et Cocks (2011) pour une synthèse). Dans ce mémoire, je fais référence à ce groupe de micro-continents/rubans continentaux sous le nom de « Gondwana-derived terranes assemblage ».
Trois océans principaux séparaient ces continents, à savoir : (1) l’océan Iapetus entre Laurentia, Baltica et Avalonia (Mac Niocaill ET AL., 1997; McKerrow et Cocks, 1976; Torsvik, 1998 ; voir Figure 3 entre 500 et 450 Ma), dont la largeur dépassait largement le millier de kilomètres (3 300 km selon van Staal ET AL., 2012) ; (2) la Mer de Tornquist entre Avalonia et Baltica (voir Figure 3 à 450 Ma), de l’ordre de 500–1 000 km de large (Cocks et Fortey, 1982; McKerrow ET AL., 2000a; Torsvik et Rehnström, 2003) ; (3) l’océan Rhéique entre Avalonia et le « Gondwana-derived terranes assemblage » (Cocks et Fortey, 1982; von Raumer ET AL., 2003, e.g.), dont la largeur dépassait 2 000 km (> 4 000 km selon Nance et Linnemann, 2008).
D’autre part, plusieurs océans de tailles plus modestes (< 500–1 000 km ; McKer-row ET AL., 2000a) séparaient probablement les diﬀérents micro-continents ou blocs de croûte continentale plus ou moins amincie du « Gondwana-derived terranes assem-blage », à savoir les « océans » Rhénohercynien, Saxothuringien et Médio-Européen (voir Franke (2006) pour une synthèse).
Figure 4 – a) Reconstruction paléo-géographique de l’Atlantique Nord avant le rifting Méso-zoïque mettant en évidence des diﬀérents continents, micro-continents et TERRANES impliqués dans les orogenèses Calédonienne et Varisque (d’aprèsvan Staal ET AL., 2012). b) Reconstruction paléo-géographique de l’Atlantique Nord à la fin du Permien montrant l’étendue des orogènes Calédonien et Varisque dans la région de l’Atlantique Nord (d’après Nance ET AL., 2010). c) Principales struc-tures orogéniques des Calédonides et des Variscides et configuration paléo-géographique possible de l’Europe de l’Ouest au Permien (à 270 Ma). 1, suture de Iapetus arc magmatique Ordovicien ; 2, Avalonia ; 3, Armorica ; 4, nappe ophiolitique ancrée dans la suture de Galicia–Southern Brittany ; 5, nappes de Schistose dans le sud des Variscides ; 6, « foredeep basin » Carbonifère (Viséen à West-phalien) ; 7, vergence principale des nappes. CCSZ: Coïmbra–Cordoba Shear Zone; Beja S: suture Beja (d’après Matte, 2001).

Orogenèses et eﬀondrements post-orogéniques

L’orogenèse Calédonienne est le résultat de la fermeture de la Mer de Tornquist entre Baltica et Avalonia à la fin de l’Ordovicien, et de celle de l’Océan Iapetus entre Balonia (= Baltica + Avalonia) et Laurentia au Silurien Inférieur (Figure 4 ; voir Krawczyk ET AL. (2008) pour une synthèse). La chaîne Calédonienne est à la fois un orogène d’accrétion et de collision selon la définition d’Isozaki (1997) et Cawood (2009). Elle peut être divisée en trois domaines de complexité variable.
D’un côté, les Calédonides Scandinaves résultent de la fermeture du large océan Iapetus au Silurien Inférieur avec une accrétion minime d’arcs magmatiques, et de la collision entre le bouclier Baltique et celui de Laurentia (van Staal ET AL., 2012; Roberts, 2003 ; voir la Figure 4 a, b et c). Elle est caractérisée par une paire de ceintures métamorphiques parallèles exposées en Norvège (Murphy ET AL., 2010, et références y contenues) : d’un côté, la ceinture haute pression/basse température représente le prisme d’accrétion, qui se compose d’un empilement de nappes plus ou moins allochtones ; de l’autre, la ceinture de basse pression/haute température résulte de l’arc magmatique formé lors de la subduction de l’océan Iapetus (Rey ET AL., 1997, et références y contenues).
D’un autre côté, les Calédonides Britanniques et Appalachiennes sont nettement plus complexes car elles ont impliqué la collsion, l’accrétion et/ou l’obduction de nombreux arcs magmatiques, terranes et micro-continents tout au long de l’Ordovicien (Krawczyk ET AL., 2008; McKerrow ET AL., 2000b; van Staal ET AL., 2012, 1998; Winch-ester ET AL., 2002 ; voir la Figure 4 a, b et c). De ce fait, cet orogène est largement de type « accrétion » selon la définition d’Isozaki (1997) et Cawood ET AL. (2009), et n’est pas construite en paire de ceintures métamorphiques parallèles.
Finalement, les Calédonides Polonaises sont issues de la fermeture de l’océan Tornquist au Siluro-Dévonien (Figure 4 c). Cette partie de l’orogène est très mal connue car enfouie sous une épaisse couverture sédimentaire Mésozoïque et aﬀectées à la fois par l’orogenèse Varisque et le rifting Mésozoïque (Krawczyk ET AL., 2008; Meissner ET AL., 1994; Pharaoh, 1999 ; voir aussi Dadlez, 2000 pour une synthèse). La localisation de l’ancienne marge de Balltica est encore incertaine (Trans-European Suture Zone ? Linéament de l’Elbe ?). Cependant, l’absence de structure orogénique majeure et d’assemblage haute pression suggère que la collision était relativement « douce », sans doute gouvernée par une convergence largement décrochante (Dadlez, 2000; Torsvik et Rehnström, 2003).
A l’opposé, l’orogenèse Varisque résulte essentiellement de la fermeture de la série de bassins de rift étroits le long de la marge nord-gondwanienne – à savoir les océans Rhénohercynien, Saxothuringien et Médio-Européen ; voir Franke (2006) – en plus de celle du vaste Océan Rhéique (Kröner et Romer, 2013). L’architecture de la chaîne Varisque diﬀère largement des orogènes classiques, dans le sens où il s’agit d’un collage de blocs continentaux peu déformés, séparés par d’intenses zones de déformation (voir Kröner et Romer (2013) pour une synthèse). Seule la subduction de l’océan Rhéique a formé un arc magmatique, aujourd’hui exposé dans le Mid-German Crystal line Rise, et l’ensemble de l’orogène est dépourvu de prisme d’accrétion de taille significative (Franke, 2006, et références y contenues).
Lorsque la convergence a cessé à la fin du Carbonifère, les reliefs d’Europe de l’Ouest se sont eﬀondrés sous leur propre poids. Cet eﬀondrement, essentiellement réalisé via la formation de failles normales et de failles de détachement, s’est déroulé sans manifestation magmatique significative au nord du linéament de l’Elbe (Ander-sen, 1998; Fossen et al., 2014; Meissner, 1999). Par contre, au niveau de l’orogène Varisque, il a été suivi d’une intense activité magmatique, qui s’est traduite par un sous-plaquage mafique pouvant aller jusqu’à une dizaine de kilomètres d’épaisseur au niveau de la croûte continentale inférieure, et par la mise en place d’intrusions plus ou moins acides dans les niveaux sus-jacents (Bois ET AL., 1989; Meissner, 1999; Schaltegger, 1997; Schuster et Stüwe, 2008; Costa and Rey, 1995; Petri, 2014). De ce fait, les structures orogéniques ont été largement eﬀacées dans le domaine Varisque d’Europe de l’ouest, alors qu’elles sont relativement bien préservées dans la lithos-phère Calédonienne dépourvue d’activité magmatique post-orogénique (Figure 5).

Les système de rift Alpin et Nord Atlantique

La fragmentation de la Pangée a débuté au Jurassique inférieur avec l’ouverture de l’Atlantique Central et sa propagation vers l’est, connue comme le système de rift de la Tethys Alpine (Figures 6 and 7 ; Domeier ET AL., 2012; Schmid et al., 2004, et références y contenues). Celle-ci qui comprenait « l’océan » Liguro-Piémontais et une possible branche nommée « océan » Valaisan, formée au Jurassique Supérieur (Figure 7 ; Stampfli ET AL. (1998); Schmid et al. (2004), et références y contenues). Simultanément, La Néothethys se propageait vers l’ouest, le long du front Varisque sud, de telle sorte que les deux systèmes étaient possiblement reliés dès la fin du Jurassique (Frizon de Lamotte et al., 2011).
Parallèlement, au Jurassique Inférieur, des bassins de l’ordre de 8 km de pro-fondeur se formaient en réponse à une phase d’extension dans la partie nord de l’Atlantique Nord (Doré ET AL., 1999). Roberts ET AL. (1999) ont interprété cet évène-ment comme la propagation vers le sud du système de rift Arctique, qui se pro-longeait jusque dans la Mer du Nord, et, de manière plus éparse, dans les bassins de Jeanne d’Arc, de Porcupine et de Galice (Figures 6 and 8).
Le système de rift de la Tethys Alpine a été abandonné et inversé à partir du Crétacé, et la convergence résultante entre l’Afrique et l’Europe a mené aux oro-genèses Alpine et Pyrénéenne. Parallèlement, le rift Arctique et celui de l’Atlantique Central sont devenus coalescents au large du Royaume-Uni (Figure 8 ; Doré ET AL., 1999).
Dans le cas des Alpes, la phase de collision principale a débuté au cours de l’Eocène, à ∼ 35 Ma (Schmid ET AL., 2008). Au premier ordre, cet orogène peut être décrit comme un épais prisme d’accrétion asymétrique, plus développé du côté européen (Dal Piaz ET AL., 2003). Leurs parties externes sont formées de massifs cristallins, qui représentent les anciennes marges continentales de la Tethys Alpine, alors que la partie interne est composée d’un empilement complexe de débris plus ou moins distaux (Mohn ET AL., 2014). Les assemblages de haute pression sont rel-ativement courants dans la chaîne de montagne (Chopin, 1987; Meyre et Pusching, 1993; Thöni et Jagoutz, 1993), mais aucun indice de magmatisme volumineux, ni aucun assemblage métamorphique de haute température contemporain de la fer-meture de l’ »océan » ne suggère l’existence d’un arc volcanique. Il faut noter qu’en détail, les Alpes sont structuralement relativement complexes, dans le sens où leur construction résulte de la collision de plusieurs micro-plaques, et qu’elle a impliqué des mouvements décrochants subséquents (Mohn ET AL. (2011) ; voir Handy ET AL. (2010) pour une synthèse).

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Les Pyrénées

Parallèlement, la convergence entre l’Afrique et l’Europe s’est traduite par l’initi-ation d’une subduction dans le Golfe de Gascogne et la fermeture des bassins de rifts hyper-étendus entre La France et l’Espagne (Tugend et al., 2014b, et références y contenues). Le climax de la phase compressive a eu lieu entre l’Eocène à l’Oligocène (Muñoz, 2002). La chaîne pyrénéenne peut être décrite comme un prisme d’accrétion asymétrique, plus développé dans sa partie méridionale (Casteras, 1933; Mattauer, 1968). Tout comme dans les Alpes, les parties externes sont composées des anciennes marges continentales, et la partie interne est composée d’une accumulation de débris plus ou moins distaux (Tugend et al., 2014b). Cet orogène est dépourvu à la fois d’assemblage haute pression et d’indice suggérant l’existence d’un arc magmatique.
Dans cette section je discute, chapitre par chapitre, comment les données pro-duites et les conclusions tirées de leur analyse permettent de répondre à la problé-matique de ma thèse (c.f. section 2).
Dans le premier chapitre de ma thèse, je définis et j’identifie, à l’échelle de l’Atlantique Nord, l’héritage orogénique, l’architecture des domaines de rift et l’âge des évènements de rift majeurs.
Comment définir et cartographier l’héritage orogénique à grande échelle ?
Dans cette étude, je définis l’héritage comme la diﬀérence entre une lithosphère idéale, dont les propriétés physiques sont latéralement homogènes, et une lithosphère réelle (Figure 9 a). Suivant cette philosophie, l’héritage comprend à la fois les hétérogénéités structurales, lithologiques et thermiques (voir en Annexe A pour une discussion plus poussée de la notion d’héritage).
Du fait de leur diﬀérente histoire géologique, je distingue trois domaines oro-géniques dans la région de l’Atlantique Nord, à savoir les domaines Calédonien, Varisque et Alpin (voir l’Annexe B pour la composante Alpine). Je définis un do-maine orogénique comme la zone délimitée par la trace actuelle de ses fronts de défor-mation à la surface de la Terre. Il faut noter que cette aire ne reflète qu’une étendue minimale de l’orogène, puisque les structures orogéniques ont certainement été, au moins partiellement, érodées. Cependant, elle reste une approximation raisonnable à l’échelle considérée.
Pour chaque domaine, je cartographie les structures et hétérogénéités orogéniques premier ordre correspondantes. Je sélectionne comme pertinents et cartographi-ables, les sutures orogéniques, les failles majeures, les bassins d’avant-pays, les arcs magmatiques, les corps sous-plaqués et les intrusions magmatiques de grande taille, ainsi que les zones de manteau appauvri qui leurs sont associées (voir le Chapitre I section 3 pour une discussion).
Les cartes réalisées dans le cadre de cette étude sont présentées sur la Figure9 (b). Elles mettent en évidence que le système de rift Nord Atlantique suit partielle-ment les sutures correspondant aux anciens océans majeurs Iapetus (Calédonien) et Rhéique (Varisque). Par contre, le rift abandonne la suture de l’océan (Calédonien) Tornquist, de taille plus modeste, et ignore celles des océans (Varisques) « étroits » Rhénohercynien, Saxothuringien et Médio-Européen (< 500–1 000 km ; McKerrow et al., 2000a).
Comment définir et cartographier l’architecture des systèmes de rift à grande échelle?
Afin de mettre en évidence l’architecture premier ordre des systèmes de rift, je distingue trois domaines principaux, à savoir les domaines proximal, distal et océanique (Figure 10 a). Je définis ceux-ci en me basant sur des critères mor-phologiques simplifiés à partir de ceux définis par Sutra et al. (2013), qui ont l’avantage d’être identifiables sur des coupes sismiques. D’autre part, j’utilise des données de gravimétrie et de magnétisme, afin de corréler les limites de ces diﬀérents domaines entre les coupes sismiques.
Dans le domaine proximal, la croûte continentale n’est que peu, voire pas amincie (∼ 30–35 km), et le toit du socle est parallèle au Moho. La limite entre le domaine proximal et le domaine distal correspond au point d’étranglement (« necking point » sur la Figure 10 a), qui marque le début de l’approfondissement du toit du socle et de la remontée du Moho (à noter que cette dernière n’est visible que sur les coupes sismiques « en profondeur »). De manière générale, cette limite est également nette-ment visible sur les cartes d’anomalie de Bouguer dont les basses fréquences ont été éliminées avec un filtre passe-haut (voir en Annexe C). Cette méthode permet de supprimer le signal dû aux variations de densité du manteau, qui ont de grandes longueurs d’ondes, et ainsi de faire ressortir le signal haute fréquence lié aux varia-tions de l’architecture crustale. Une carte de l’anomalie de Bouguer filtrée est donc un outil eﬃcace pour extrapoler le point d’étranglement entre les coupes sismiques, à condition qu’il n’y ait pas d’additions magmatiques significatives, ou que leur signal gravimétrique ait été corrigé.
La limite entre le domaine distal et le domaine océanique est défini comme le point de rupture lithosphérique (« lithospheric breakup point » sur la Figure 10 a), et correspond au début de l’accrétion océanique en régime stationnaire. Sur les coupes sismiques, cette limite se traduit par une inflexion dans la profondeur du toit du socle entre, d’un côté, une surface plus ou moins chaotique soulignée d’un Moho discontinu (Whitmarsh et al., 2001) et dont les dépôts sédimentaires sont syn-tectoniques (ou appartiennent à la séquence « sag » ; voir Haupert et al., sous presse), et de l’autre, une croûte océanique homogène de ∼ 6 à 7 km/2 sTWT d’épaisseur, couverte par des dépôts sédimentaires passifs. Il faut noter que l’inflexion du toit du socle peut se faire, soit vers le haut, soit vers le bas, selon le budget magmatique associé à la rupture lithosphérique : la transition entre un manteau exhumé et une croûte océanique stationnaire se traduit par une inflexion vers le haut car la densité du manteau exhumé est supérieure à celle d’une croûte océanique de type « Penrose » (Anonymous, 1972). A l’inverse, la transition entre une marge riche en magma et une croûte océanique stationnaire s’exprime par une inflexion vers le bas.
Comme le plancher océanique créé à l’axe de la dorsale enregistre le champ magnétique contemporain, le point de rupture lithosphérique peut, a priori, être extrapolé entre les coupes sismiques à partir des cartes d’anomalies magnétiques. Néanmoins, cette méthode n’est pas applicable dans le cas où l’accrétion océanique aurait débuté pendant la période dite « calme », c’est-à-dire sans inversion du champ magnétique.

Table of contents :

General introduction
1 State of the art and unanswered questions
2 Aim of this thesis
3 Choice of the study area
4 Choice of the methods
General geological setting
1 General overview
2 Pre-orogenic paleogeography
2.1 The Iapetus Ocean
2.2 The Tornquist Seaway
2.3 The Rheic Ocean
2.4 The Saxothuringian ‘ocean’
2.5 The Medio-European ‘ocean’
2.6 The Rhenohercynian ‘ocean’
3 The Caledonides and the Variscides
3.1 The Caledonian orogeny and collapse
3.2 The Variscan orogeny and collapse
4 The Alpine Tethys and North Atlantic rift systems
5 The Alpine orogeny in Western Europe
5.1 The Alps sensu stricto
5.2 The Pyrenees
I Orogenic inheritance and the North Atlantic rift
1 Introduction
2 Geological setting
3 Mapping inheritance
3.1 Definition
3.2 Selection criteria and limitations
3.3 Mapping method
3.4 Inheritance map: highlights
4 Mapping rift domains
4.1 Definition
4.2 Mapping method and limitations
4.3 Rift domains map: highlights
5 Mapping rift timing
5.1 Definition
5.2 Mapping method and limitations
5.3 Rift timing maps: highlights
6 Discussion
6.1 Maps analysis and comparison
6.2 Areas for further research
7 Conclusion
II Margins in orogens
1 Introduction
2 Characteristics of rifted margins
2.1 First-order architecture
2.2 Dimensions and maturity of rift systems
2.3 First-order lithological architecture
3 First-order architecture of collisional orogens
4 Discussion
4.1 ‘Narrow oceans’ and ‘magma-poor’ subduction
4.2 Characteristics of ‘narrow’ versus ‘wide’ oceans
4.3 Subduction of narrow ‘oceans’ and subsequent orogeny
4.4 Impact on the magmatic budget of subsequent extension
5 Conclusion
IIIUnderplating and subsequent rifting
1 Introduction
2 Geological setting
2.1 Orogenic collapse in Western Europe
2.2 Architecture of the post-collapse Variscan lithosphere
2.3 The Alpine Tethys and North Atlantic rift systems
3 Numerical modeling study
3.1 The thermo-mechanical code FLAC
3.2 Model design
4 Results
4.1 Reference model
4.2 Impact of the thermal state
4.2.1 Model results
4.2.2 Summary
4.3 Impact of the rheological composition
4.3.1 Model results
4.3.2 Summary
5 Discussion
5.1 Cooled underplating: a barrier to rifting?
5.2 Hot underplating: a prefered location for extension?
5.3 Underplating: a trigger to multiple necking instabilities?
6 Conclusion
Synthesis & Discussion
7 Synthesis
7.1 Chapter I
7.2 Chapter II
7.3 Chapter III
8 General discussion
Conclusion & Perspectives