Ages U-Pb des sources Européennes

Base de données d’âge U/Pb sur zircon

Pour répondre à ces questions, une étude géochronologique U-Pb sur zircons détritiques appliquée aux séries de Flyschs a été réalisée autour de l’arc de Gibraltar à l’ouest des Cordillères Bétiques et dans le Rif. Afin de proposer une reconstruction des sources des sédiments sur la base de données géochronologique U-Pb sur zircon il est nécessaire de connaître au préalable la signature géochronologique des massifs, sources potentielles des zircons ainsi que leur paléogéographie. Dans un premier temps, j’ai donc compilé les âges disponibles dans la littérature afin de caractériser les spécificités et les ressemblances entre ces différentes sources potentielles, afin de comparer avec mes nouvelles données U-Pb.
L’amalgamation du supercontinent Gondawana est le résultat d’un long processus impliquant plusieurs fermetures de domaines océaniques, collisions arc-continent et de collisions intra-continentales entre 750 et 500 Ma pendant les orogénèses Cadomienne et Panafricaine. Les futures unités d’Avalonia sont alors situées au nord du craton ouest africain (WAC) et du Craton Amazonien (Fig. 8). La fragmentation du Gondwana débute autour de 480 Ma avec l’ouverture de l’océan Rhéique qui en Europe, sépare les unités d’Avalonia du reste du Gondwana.
L’histoire géodynamique pendant le Paléozoïque a été décrite de façon plus détaillée dans le Chapitre 2. Les datations U-Pb sur zircon détritiques sont très utilisées dans la construction de ces modèles paléogéographiques. Ces données permettent en effet, si les signatures d’âges sont suffisamment différentes d’une région à une autre, d’apprécier les directions de drainage sédimentaires à grande échelle ou la position relative d’un domaine continental par rapport à un autre. Dans ces reconstructions, des interrogations persistent sur le nombre, et la position des différentes unités continentales situées au niveau de la marge Nord-gondwanienne à la fin de l’orogénèse Cadomienne-Panafricaine et avant la fermeture de l’Océan Rhéique (Fig. 8). Grâce aux quantités importantes de datations U-Pb sur zircon réalisées ces dernières années, il a été possible de définir la signature U-Pb sur zircon propre à différentes régions qui ont subies des histoires géodynamiques différentes. La Figure 8, montre les gammes d’âge définies pour le WAC, le métacraton Saharien et le craton Nubien Ces âges sont fondées sur les synthèses de Nance and Murphy (1994), Linnemann et al. (2004, 2007) ou encore Díez Fernández et al. (2010).
Figure 8: Paléogéographie simplifiée de la marge nord-gondwanienne à la fin du Néoprotérozoïque (570Ma). Cette reconstitution présente la position supposée des unités nord-gondwaniennes (IB: Ibérie, AM: massif armoricain, STZ: zone saxo-thuringienne, MC: massif centrale). Les gammes d’âges représentées dans les encadrés jaunes représentent les âges U-Pb représentatifs des principales zones cratoniques (Nance and Murphy (1994) ; Linnemann et al., 2004, 2007 ; Díez Fernández et al., (2010).
Pour les besoins de cette étude, nous avons réalisé une synthèse du même type mais spécifique à la zone étudiée. Cette synthèse rassemble des données d’âge U/Pb sur zircon sur l’ensemble de l’Afrique du ,ord, de la partie Sud et centrale de l’Ibérie, de la Corse et de la Sardaigne. La partie ouest du continent africain, et l’Ibérie représentent les zones les mieux documentées (Fig. 9).
Cette compilation est en partie extraite de la synthèse réalisée par Stephan et al. (2018) et des articles ci-dessous. Les zones sources potentielles forment deux grands ensembles géographiques, une zone Nord, correspondant aux terrains appartenant actuellement à l’Europe de l’Ouest et une zone nord-Africaine.
Les âges U-Pb en Europe de l’Ouest ont été regroupés par sous-domaines géographiques définis comme suit:
1) les unités situées sur la plaque Ibérique (Pereira et al., 2012a,b,c ; Pereira et al., 2016 ; Carracedo et al., 2009 ; Talavera et al., 2012, 2013, 2015 ; Linnemann et al., 2008, 2011 ; Fernandez Suarez et al., 2014; Orejana et al., 2015 ; Gutierrez-Alonso, 2015 ; Martinez et al., 2016 ; Dinis et al., 2016 ; 2017 ; Perez Caceres et al., 2017) ont été regroupées avec la Corse et la Sardaigne (Rossi et al., 2006 ; Giacomini et al., 2006 ; Avigad et al., 2012 ; Gaggero et al., 2017).
2) les unités appartenant au bloc AlKaPeCa (Micheletti et al., 2008 ; Hammor et al., 2006 ; Peucat, 1996 ; Bruguier, 2017 ; Rossetti et al., 2010 ; Zeck, 1999, Zeck and Whitehouse, 2002 ; Sánchez Rodríguez, 1998 ; Sánchez-Rodríguez and Gebauer, 2000 ; Zeck and Williams, 2001 ; Esteban et al., 2011b, 2017 ; Jabaloy-Sanchez et al., 2018).
Les données géochronologiques au nord de l’Afrique ont également été séparées en plusieurs sous-ensembles géographiques avec d’ouest en est:
1) Une région NW-Africaine, qui regroupe les zones externes du Rif (Pratt et al., 2015), la meseta Marocaine (Oukemeni, 1997 ; Essaifi et al., 2003 ; Marzoli et al., 2017), la chaîne des Mauritanides (Gärtner et al., 2013), l’Atlas moyen (Pratt et al., 2015) et l’anti-Atlas Marocain (Inglis et al., 2004 ; D’Lemos et al., 2006 ; Abati et al., 2010 ; Walsh et al., 2012; Avigad et al., 2012 ; Karaoui et al., 2015 ; Davies et al., 2017 ; Pérez-Cáceres et al., 2017), le bouclier de Reguibat (Peucat et al., 2005 ; Talavera et al., 2012: Schofield et al., 2010, 2012 ; Leprêtre et al., 2015) et le bloc de Sehoul (Pérez-Cáceres et al., 2017)
2) Une région centrale, représentée par le métacraton saharien (Meinhold., 2011 ; Talavera et al., 2012 et références associées ; Altumi et al., 2013) en Lybie et en Egypte et la région du Hoggar en Algérie (Peucat et al., 2003 ; Linnemann et al., 2011).
3) La région du craton Nubien (Kolodner et al., 2006, 2009 ; Avigad et al., 2003, 2015)
L’ensemble des données U-Pb publiées dans les articles cités ci-dessus est présenté sous forme de diagrammes de distribution KDE (Kernel Density Estimate) réalisés à l’aide du code R provenance () développé par Vermeesch et al. (2016) (Figures 10, 11 et 12). Cette méthode de représentation permet une meilleure visualisation des données lorsque l’on s’intéresse à un nombre important d’échantillons comme c’est le cas ici. Les populations décrites ci-après ont été définies avec le logiciel DensityPlotter (Vermeesch et al., 2012). La majorité des données proviennent de roches détritiques (Afrique du Nord et Ibérie) et d’autres de séries métamorphiques, en particulier pour les unités appartenant aux unités d’AlKaPeCa ou Européenne. En plus des âges U-Pb issus de roches détritiques, j’ai aussi reporté dans ces figures, les âges U-Pb sur zircon sur roches magmatiques. Les âges U-Pb discordants ont été écartés dans la majorité des cas et le signal obtenu est donc représentatif des différents évènements de cristallisation de zircon.
Les diagrammes KDE des figures 10, 11et 12 permettent en plus de définir la signature U-Pb des sources potentielles des sédiments étudiés, de discuter les événements géodynamiques et magmatiques majeurs qui ont affectés l’Ibérie, l’Europe et le Nord de l’Afrique. Sur ces figures sont aussi reportés les grands évènements géodynamiques connus tel que décrits dans la littérature (Rosas et al., 2008 ; Michard et al., 2008 ; Pastor-Galan et al., 2013 ; Youbi et al., 2013 ; Hefferan et al., 2014; Gärtner et al., 2013 ; Ikenne et al., 2017).
Figure 9: Carte du bassin méditerranéen. Localisation des données utilisées pour constituer la synthèse bibliographique présentée dans ce chapitre. Les pointillés noirs indiquent les fronts de déformation liés aux chaines de l’Atlas, des Bétiques, du Rif et des petites et grandes Kabylies. La ligne pointillée jaune correspond à la limite entre zone internes et zones externes dans l’arc Betique-Rif.
Pour homogénéiser les données U-Pb sur zircon détritiques tirées de la bibliographie et les comparer avec nos données, les données ont été sélectionnées selon différents critères. Les grains dont la discordance était inférieure à 10% ont été écartés. Les âges in-situ obtenus sur des roches magmatiques ou métamorphiques de haut grade sont typiquement ponctuels et ne sont donc en général pas associés à une distribution. Quand cela était possible, nous avons regroupé les âges d’une même région pour obtenir un nombre de grains statistiquement représentatif. Dans le cas des zircons détritiques, le nombre de grains analysés est généralement suffisant pour chaque échantillon pour définir des populations. Enfin, les méthodes d’analyse utilisées varient d’une étude à l’autre mais il a été montré que l’utilisation de la méthode par LA-ICPMS ou du SIMS n’impactait pas suffisamment la précision des mesures pour effectuer une étude de provenance.

Ages U-Pb des sources Africaines

Le NW de l’Afrique a été en partie affecté par l’orogénèse hercynienne (Meseta, Mauritanides). Dans ces deux régions, les âges U-Pb sur zircons magmatiques disponibles se regroupent autour de 600Ma, 300-350Ma et 400-450Ma et (Fig. 10). Ces âges reflètent les orogenèses Panafricaine et Hercynienne Michard et al. (2008) pour les deux premiers pics et la fermeture de l’océan Iapethus pour le dernier (Murphy et al., 2010 ; Gärtner et al., 2013). Toujours au NW de l’Afrique, les zones de socle, Protérozoïque à Paléozoïque présentent des populations de zircons marquant les orogènes Panafricains entre 550Ma et 650Ma, Eburnéenne autour de 2.0-2.2 Ga et un cortège de zircons entre 2,45Ga et 3,0Ga liés à la formation du craton Archéen. Dans la région du Hoggar et du métacraton Saharien, deux populations sont observées, associées aux orogénèses Panafricaine et Eburnéenne (Fig. 10). Je n’ai pas en revanche pas compilé de données provenant de roches magmatiques du bouclier Nubien.
Concernant les roches sédimentaires, deux points communs entre toutes les zones sont observés dans tous les domaines:
– La présence d’une population de zircons d’âge Panafricain (550-650 Ma) dans les sédiments d’âge Néoprotérozoïque à Crétacé inférieur.
– La présence d’une population Grenvillienne plus ou moins importante (1000-1100Ma Ma) dans les sédiments Cambriens à Siluriens.
Bien que des zircons d’âge Protérozoïque et Archéen soient présents dans tous les sédiments étudiés, elle est particulièrement présente dans la zone du bouclier Touareg et dans l’Anti-Atlas mais quasiment absente dans la région du bouclier Nubien (Fig. 10). Le bouclier Nubien se caractérise aussi par l’absence d’âges entre 1200Ma et 1600Ma. Des zircons appartenant à cette gamme d’âge sont en revanche retrouvés dans les sédiments Trias et Crétacé inférieur du craton ouest-africain et dans une moindre mesure dans les sédiments Cambrien à Carbonifère du Hoggar et du métacraton saharien. Ces âges mésoproterozoiques sont caractéristiques des continents Laurussia et Amazonia (Stephan et al., 2018).