Evolution topographique Post-hercynienne du massif de Bohême Mise en évidence des cycles successifs d'enfouissement et d’exhumations présumées du

soubassement bohémien via la thermochronologie basse température

Ivan BOUR Abstract I. Introduction II. Description du contexte géologique des sites d’étude

II.1. Particularités structurales II.2. Enregistrements sédimentaires

III. Echantillons et méthodes analytiques

III. 1. Type d’échantillon et stratégie d’échantillonnage III. 2. Méthodes d’analyse

IV. Résultats IV.1. Données TFA

- Résultats TFA (Tableau) - Synthèse des données existantes - Carte de classe d’âge TFA - Cartes interpolées âges TFA et MTL

IV.2. Données (U-Th)/He - Résultats (U-Th)/He (Tableau) - Carte de classe d’âge (U-Th)/He

IV.3. Modélisations d’histoire thermique IV.3.1. Contraintes géologiques appliquées IV.3.2. Histoires thermiques

IV.4. Histoires thermiques et évolution paléogéographique méso-cénozoïques IV.4.1. Exhumation fini varisque IV.4.2. Transgression jurassique - Carte paléogéographique associée IV.4.3. Inversion tectonique à la fin du Crétacé inférieur - Carte paléogéographique associée IV.4.4. Transgression au Crétacé supérieur - Carte paléogéographique associée IV.4.5. Inversion tectonique au Crétacé terminal-Paléocène - Carte paléogéographique associée IV.4.6. Subsidence oligo-miocène - Carte paléogéographique associée IV.4.7. Exhumation au Néogène supérieur - Figure encaissement du Danube

V. Discussion

V.1. Discussion des données thermochronologiques à l’échelle du domaine bohémien V.2. Structure rigide centre bohémienne V.3. Compatibilité avec les phases connues d’émersion et d’altération V.4. Hypothèse de la tectonique en blocs structuraux V.5. Origine du relief actuel des chaînons bordiers V.6. Essai d’interprétation de la propagation du front de déformation de l’orogenèse alpine sur son avant-pays septentrional

VI. Conclusion

Résumé La reconstitution de la géodynamique et de l’évolution paléogéographique du

massif de Bohême se place dans la compréhension des mécanismes de la propagation de la déformation dans l’avant-pays nord-alpin depuis le Crétacé inférieur. En s’appuyant sur des calages chronostratigraphiques contraints par la géologie régionale, la modélisation de l’histoire thermique à partir des données traces de fission (TFA) et (U-Th)/He sur cristaux d’apatite a été réalisée avec l’algorithme d’HeFty. Les analyses ont porté sur un vaste échantillonnage, jusque là inédit sur l’ensemble du domaine bohémien et ont fournies une nouvelle compréhension de la structuration de la plate-forme européenne.

Les âges TFA (entre 60±3 et 324±15 Ma associés à des longueurs de traces entre 9,12±0,54 et 14,06±0,13 µm) et (U-Th)/He (entre 58±1 et 341±16 Ma) en Bohême possèdent une distribution en ensembles cohérents qui coïncident avec des blocs structuraux. Les données TFA mettent en évidence des épisodes d’érosion au Mésozoïque et au Cénozoïque indicateur d’une géodynamique active. Les âges sont systématiquement plus jeunes vers les bordures externes du massif. L’influence sur les bordures méridionales et occidentales de la tectonique néoalpine et du bassin molassique nord-alpin est particulièrement marquée. Une nouvelle paléogéographie, recalée avec la déformation péri-alpine, est mise en évidence.

L’histoire thermique post-varisque confirme qu’une couverture sédimentaire d’épaisseur kilométrique, d’âge jurassique, crétacé supérieur et néogène inférieur, a existé sur le massif bohémien, et que cette couverture a été discontinue et d’épaisseur inégale en raison de paléoreliefs. Le centre du massif, relativement plus stable, a connu un recouvrement sédimentaire de faible épaisseur par rapport aux régions bordières.

Au regard des résultats de ce travail et des données multi-méthodes de la littérature au-delà de l’échelle du massif bohémien, il est proposé que la déformation de l’avant-pays alpin reflète un style cassant. Dans le contexte tectonique des blocs structuraux du domaine bohémien et de l’Europe centrale, la compression alpine est accommodée et transmise par la réactivation d’accidents tectoniques hérités de l’orogenèse varisque et par le jeu d’un plan de décollement en base de la croûte supérieure.

I. Introduction

Le Massif Central, le Massif Rhénan et le Massif de Bohême sont les plus importants affleurements paléozoïques en avant du front alpin. Ces massifs, de 200 à 300 km de long, forment des anomalies topographiques positives de l’avant-pays alpin mais diffèrent par leur histoire sédimentaire. L’absence actuelle de couverture sédimentaire continue sur l’ensemble de ces soubassements paléozoïques traduit ou bien le fait que les transgressions marines ultérieures n’ont jamais enfoui ces reliefs, ou bien que les couvertures ont été érodées suite à des soulèvements crustaux relativement récents.

Dans le cas du Massif Central ou des massifs paléozoïques d’Angleterre, par exemple, d’importants épisodes d’érosion et l’ablation de séries mésozoïques sont proposés (Green, 1989 ; Demars et Pagel, 1994 ; Barbarand, 2003) mais aucun témoin de couverture en position interne des massifs ne viens renforcer l’hypothèse d’un enfouissement sédimentaire. D’autre part, Ricordel (2007) plaide en faveur d’un Massif Central sans couverture sédimentaire au Mésozoïque à partir d’âges paléomagnétiques des altérations supergènes. En revanche, le Massif de Bohême a préservé des vestiges nombreux mais discontinus d’une couverture jurassique et crétacée, avec donc des preuves plus tangibles d’un processus d’exhumation post-crétacée.

Les 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. Pour quantifier l’ampleur des évènements géodynamiques qui ont régi les épisodes de sédimentation, d’érosion et d‘exhumation du socle bohémien, une étude de thermochronologie sur cristaux d’apatite a été menée sur l’ensemble des affleurements cristallins du massif de Bohême sur un territoire qui s’étend du Thüringer Wald à la Moravie et des Monts métallifères à la Bavière orientale et à l’Autriche. Ce massif se situe dans un contexte intracratonique depuis la fin de l’orogenèse varisque, mais il a pu être affecté par les champs de contraintes lithospériques localisées à des distances plus ou moins grandes du massif lui-même : parmi les candidats potentiels on peut évoquer l’ouverture de l’Atlantique Nord, l’ouverture de la mer du Nord ainsi que son bombement (attesté par les discontinuités stratigraphiques, par exemple Graversen, 2006), la collision entre les plaques européenne et africaine, l’ouverture de grabens au Cénozoïque de la Méditerranée à la Scandinavie. En raison de leur domaine de sensibilité à la température compris entre 40°C et 110±10°C ( Zeitler et al., 1987 ; Green et al., 1989 ; Green et al., 2006 ; Flowers et al., 2009), la méthode des traces de fission et la méthode (U-Th)/He dans l’apatite est utilisée dans une large variété de contexte géodynamique pour déterminer les l’érosion associée et en inférer les mouvements verticaux qui en sont le moteur. La méthode permet de reconstituer des profondeurs d’enfouissement sous des couvertures sédimentaires disparues, et sert donc d’outil pour les reconstitutions paléogéographiques.

La conséquence de cette étude est une meilleure connaissance de la paléogéographie et de la géodynamique du socle européen via la reconstitution de son histoire thermique à partir de plusieurs sites péri-alpins où le socle primaire est à l’affleurement. Un échantillonnage de cette envergure régionale sur l’ensemble du domaine bohémien est inédit. Par ce biais, une nouvelle synthèse de la

paléogéographie et une nouvelle compréhension des mécanismes de déformation du socle européen sont proposés, apportant des informations nouvelles 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. L’histoire post-varisque 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. II. Description du contexte géologique des sites d’étude

Le massif de Bohême constitue la terminaison orientale de la chaîne varisque

en Europe. C’est est un élément important dans le cadre structural Alpin-Carpathique. Sa structure tectonique interne a été formée au cours l'orogénie varisque. Cet orogène s’accompagne de déformations et de métamorphisme qui ont culminé entre 380 et 300 Ma et constitue le socle anté-permien de toute l’Europe occidentale et centrale. Une grande partie des grands accidents tectoniques qui segmentent actuellement la plate forme européenne est héritée de l’orogénèse varisque (Matte, 1986 ; Matte, 1991 ; Ziegler, 1990 ; Ziegler et Dézes, 2005).

Le massif bohémien est formé par une dépression topographique interne circulaire encadrée par des chaînons montagneux dessinant une géométrie en losange (Fig. 1). Le massif est caractérisé par une structuration principale héritée du cycle varisque. Elle est orientée N60-70 et affecte l’ensemble des formations anté-mésozoïques. Cette structuration est issue de l'orientation des granitoïdes ainsi que de la foliation des formations métamorphiques précambriennes (Svoboda, 1966). Les principaux chevauchements sont parallèles à cette orientation. Au sein du massif, il existe une symétrie en éventail entre le chaînon Nord à vergence Nord (zone Saxothuringienne) et le chaînon Sud à vergence Sud (zone Moldanubienne). Ces deux chaînons sont séparés par une unité médiane (le Barrandien) peu métamorphique et peu déformée (Fig. 2).

Le domaine bohémien, parcouru par de grands accidents mésozoïques hérités de l’orogenèse varisque, est composé majoritairement par des terrains métamorphisés paléozoïques dévono-ordoviciens et par des granitoïdes varisques (Fig. 2). La particularité du massif réside en la présence de séries méso-cénozoïques préservées en discordance sur les paléosurfaces du socle cristallin paléozoïque et qui éclairent l’histoire méso-cénozoïque du massif.

II.1. Particularités structurales La cartographie systématique des linéations d’étirement dans les terrains

métamorphiques a conduit à la reconnaissance de grandes zones de cisaillement et leur organisation en réseau (Malkovski, 1979 ; Rajlich, 1987 ; Franke, 1989 ; Matte et al., 1990). Ces décrochements divisent la structure interne et externe du domaine bohémien en une mosaïque de blocs structuraux subordonnés (Fig. 3) induisant une évolution géologique variable de l’un à l’autre (Zeman, 1978). Ces grandes failles décrochantes ont joué en transpression et transtension soulignant un rôle majeur dans la formation et l’inversion des bassins de la province bohémienne. La disposition en horst des chaînons bordiers (Fig. 1) forme une structure losangique à l’échelle du massif.

L’épaisseur de la croûte apparaît plus importante au centre du massif (34 à 36 km selon Dèzes et Ziegler, 2005 ; et jusqu’à 39 km selon Bucha et Blizkovsky, 1994)

tandis que les hauts topographiques qui ceinturent le massif sont caractérisés par une épaisseur crustale plus faible (30 à 32 km selon Dèzes et Ziegler, 2005, et jusqu’à 28 km selon Bucha et Blizkovsky, 1994).

II.2. Enregistrements sédimentaires

Le massif présente une histoire sédimentaire complexe depuis le Cambrien découpée par de nombreux hiatus au cours du méso-cénozoïque. L’enregistrement sédimentaire est partiel et variable en fonction des grands domaines structuraux composant le domaine bohémien. Différents systèmes de bassins méso-cénozoïques existent autour et dans les régions internes (bassin crétacé bohémien, bassin de l’Ohre, bassins de Trébon et de Ceské Budéjuvice) du domaine bohémien.

Le massif de Bohême est encadré par trois principaux bassins post-varisque tels que le bassin nord-est germanique et le bassin polonais à la bordure Nord ainsi que le bassin SW germanique à la bordure occidentale. Les régions situées au Sud du massif sont dominées par d’importants dépôts cénozoïques constituant le bassin molassique Néogène Nord alpin. La sédimentation en Europe centrale au cours du Secondaire et du Tertiaire est répartie entre ces trois bassins (Malkovsky, 1980).

Les séries sédimentaires post-paléozoïques préservées en Bohême se sont déposées dans des environnements de dépôts variables (marin, côtier, fluvio-lacustre) d’une région à l’autre. Cette variabilité peut être certainement mise en relation avec un paléorelief présentant des différences altitudinales dues le plus souvent aux phénomènes tectoniques locaux.

Mésozoïque A partir de la transition Paléozoïque-Mésozoïque, le massif bohémien constitue

une plate-forme épivarisque caractérisée par un régime continental dominant à partir du Mésozoïque (Suk et al., 1984). Des mers épicontinentales locales se sont développées au Trias inférieur ainsi qu’au Jurassique moyen et supérieur (Elias, 1981) dont les traces de ces dépôts s’observent par le biais de rares outliers de superficie très modeste (Fig. 2).

L’histoire sédimentaire mésozoïque est exprimée majoritairement par des formations du Crétacé supérieur, notamment dans la partie septentrionale du massif au niveau de la zone de faille de l’Elbe. Le principal exemple est le bassin Crétacé bohémien (BCB) dont l’enregistrement sédimentaire le plus complet pour le Crétacé supérieur se situe dans les régions internes du massif. Le BCB constitue un appendice des bassins nord-est germanique et polonais (Malkovsky, 1987). Le BCB est un bassin intracontinental formé pendant la fin du Crétacé inférieur (Čech et al., 2005). Il a été généré par la réactivation crétacée d'un système de failles dans le soubassement varisque du massif de Bohème (Uličný, 1997, 2001). Ces zones de failles, ainsi que les zones de failles subordonnées d’axe NW - NNE, ont influencé de manière significative la topographie du bassin conditionnant la transgression marine de ce secteur pendant le Cénomanien. En fonction des éléments faunistiques fossilisés, ce bassin était alimenté depuis la Mer du Nord (Čech et al., 2005).

Le Crétacé supérieur de Bohême (Cénomanien à Santonien) présente une sédimentation épicontinentale riche en éléments détritiques pouvant atteindre une épaisseur proche de 1000 m dans le BCB (Cartes géologiques au 1/50.000 de la République Tchèque : feuille Decin-Gorlitz). A la bordure SW bohémienne, des dépôts du Crétacé supérieur sont préservés seulement au pied d’accidents

tectoniques (Ligne Franconienne). Ces dépôts sont d’anciens cônes alluviaux d’environ 500 m d’épaisseur.

La partie méridionale du massif est caractérisée par une absence quasi-complète de série sédimentaire méso-cénozoïque. Sur la marge Sud du massif bohémien, une accumulation significative de sédiments du Crétacé supérieur est conservée dans deux dépressions tectoniques. Ces grabens sont caractérisés par des dépôts santoniens d’une épaisseur d’environ 150 et 450 m (grabens de Trebon et Ceské Budejovice, respectivement). L’ensemble des séries crétacées en Bohême est interrompu par une surface d’érosion commune aux différentes régions du massif. A une échelle régionale, les enregistrements sédimentaires sont très variables en terme d’épaisseur de séquence.

Cénozoïque La plus importante zone de dépôts cénozoïques préservés s’observe dans le graben de l'Ohre. Ce graben est rempli de roches volcaniques et principalement par des roches clastiques oligo-miocènes qui ont été déposées par des systèmes fluviatiles issues des secteurs environnants (Malkovsky, 1987). Les dépôts volcaniques sont interstratifiés avec les sédiments détritiques dont l’accumulation atteint environ 770 m d’épaisseur. Une étude récente (Rajchl et al., 2009) montre que l’origine du champ de paléocontraintes de la première phase d'extension du graben reste controversée et peut être attribué soit à l’effet de la racine lithosphérique alpine (peut-être plus probablement en raison du volcanisme dominant au début de la formation du graben) ou par l’installation d’un dôme en raison de la perturbation thermique de la lithosphère. Il a été proposé la mise en place du graben de l'Ohre, en contexte extensif, sur le dos d'un anticlinal compressif. En revanche, la deuxième phase d'extension est expliquée par un étirement le long de l’épaulement et soutient l'hypothèse d’une déformation lithosphérique récente au pied du système Alpes-Carpathes.

Les séries cénozoïques sur les régions méridionales du massif sont exprimées uniquement sous forme de reliques sédimentaires isolées. Les séries cénozoïques préservées, essentiellement du Miocène, subsistent sur le socle cristallin sous forme de lentilles dispersées dont l’épaisseur résiduelle maximale atteint environ 155 m.

Les plus importantes accumulations de dépôts cénozoïques s’observent au Sud du domaine bohémien dans le bassin molassique nord-alpin dont la profondeur à sa marge Sud varie d'environ 3500 m (depuis l’extrémité Ouest) jusqu’à environ 500 m (à l’extrémité Est). Dans la même direction, l’âge des séries molassiques est de plus en plus jeune partant du Rupélien (Oligocène inf.) au Tortonien (Miocène sup.) (Malzer et al., 1993 ; Meulenkamp et al., 1996) et montre que le bassin est resté actif plus tardivement en direction de l’Est. III. Echantillons et méthodes analytiques

III. 1. Type d’échantillon et stratégie d’échantillonnage Les données TFA publiées sur la région jusqu'à présent sont dispersées,

hétérogènes et concentrées dans quelques domaines structuraux. Dans cette étude, un large échantillonnage a été réalisé pour couvrir l’ensemble du massif bohémien (Tab. 1-2). Ce large échantillonnage permet de mieux comprendre l’évolution géodynamique et de mettre en évidence d’éventuels gradients de déformation à l’échelle du massif. Le choix des sites d’échantillonnage en surface, cherchant à

couvrir la plus large gamme possible de lithologies cristallines et d’altitudes topographiques (220 à 1200 m), a également tenu compte des unités structurales, de la répartition des affleurements de la couverture sédimentaire, et de la proximité de grands accidents tectoniques (Ligne Franconienne, la faille du Danube, par exemple).

Des observations en cathodoluminescence ont été réalisées pour caractériser l’organisation des cristaux d’apatite dans la paragénèse. Les apatites sont préférentiellement concentrées dans les phénocristaux de biotite (granite à biotite) ou en bordure de ces derniers dans les zones de surcroissance. Les granites riches en biotites sont les roches où la probabilité de recueillir des apatites en grande quantité est la plus importante. Les grains d’apatite dans ce type de lithologie ont une taille comprise entre 70 µm et 300 µm et possèdent une géométrie de bonne qualité avec une cristallisation complète et peu altérée. Les cristaux d’apatite s’observent également dans les phénocristaux d’orthose. Néanmoins les apatites apparaissent avec une taille majoritairement inférieure à 50 µm. La forme prismatique des apatites est peu préservée dans les roches métamorphiques telles que les gneiss et dans les métagranites. Dans ces lithologies, les cristaux d’apatite sont disposés en frange autour des phénocristaux. Des zonations chimiques dans certaines apatites sont mises en évidence par la cathodoluminescence.

III. 2. Méthodes d’analyse Les préparations et analyses TFA ont été réalisées au London

Thermochronology Research Group (séries CZ et YG) et au laboratoire IDES (Université Paris Sud : séries IB), et les datation (U–Th)/He ont été intégralement effectuées au laboratoire IDES. Les concentrés d’apatite ont été obtenus à partir d’une série de préparation de la roche mère en utilisant les techniques conventionnelles de broyage, de séparation densimétrique et magnétique.

Les traces de fission spontanées sont révélées par une solution d’acide nitrique (HNO3 5M) pendant 20±1 secondes à une température de 20±1°C. La méthode du détecteur externe a été utilisée pour cette étude. Les échantillons sont surmontés de feuillets de muscovite (détecteur externe) et trois verres dosimètres CN-5 dopés à l’uranium ainsi que deux standards (Durango et FCT: Hurford, 1990) ont été irradiés conjointement par un flux de neutrons thermiques. L’irradiation a été effectuée dans le canal P1 du réacteur ORPHEE au CEA de Saclay (Commissariat à l’Energie Atomique, laboratoire Pierre Süe, France). Les caractéristiques du canal P1 ont été décrites par Meyer (1990). La fluence demandée est de ~5.1015 neutrons/cm2. Les traces de fissions induites sur les détecteurs de mica sont révélées par l’acide fluorhydrique (HF 40% volumique) pendant 20 minutes à 20°C. L’observation des traces a été effectuée en microscopie optique sous un grossissement de 1000x. Les traces confinées ont été mesurées selon les recommandations de Laslett et al. (1984) par utilisation d’une tablette digitalisée associée à un ordinateur.

La méthode de l'âge central (±1σ) selon Galbraith et Laslett (1993) a été utilisée pour le calcul de l'âge TFA de chaque échantillon. La méthode renseigne le paramètre de dispersion (erreur relative) qui permet de reconnaître si tous les âges appartiennent ou non à une même population. L’erreur sur chaque âge individuel est calculée selon la loi de Poisson où σ = (1/Ns + 1/Ni + 1/Nd)1/2. t avec Ns étant le nombre de traces fossiles, Ni le nombre de traces induites dans le n ième grains et Nd correspondant au nombre de traces comptées dans le verre dosimètre.

Les âges TFA ont été calibrés par la méthode du zêta (Hurford et Green, 1983) dont la valeur est déterminée par des analyses multiples d'apatites standards (Durango, FCT) suivant les recommandations de Hurford (1990). Onze échantillons étalons provenant de six irradiations différentes avec leurs dosimètres associés ont été mesurés pour déterminer le facteur ζζζζ personnel. La mesure des Dpar a été utilisée pour caractériser la dispersion dans la composition chimique des cristaux d’apatite (Burtner et al., 1994). La modélisation thermique a été réalisée à l’aide du modèle de recuit développé par Ketcham et al. (2007) en utilisant le logiciel HeFty (Ketcham, 2005).

Pour la méthode (U-Th)/He, de un à trois cristaux d'apatite supérieur à 70 µm

de diamètre, dépourvus de tous défauts et inclusions, sont dégazés au laser à 1050 °C dans tubes platines pendant 5 minutes, suivi d’u n test de réextraction. L’4He est analysé par spectrométrie de masse quadrupôlaireet les isotopes radiogéniques (238U, et 232Th) sont mesurés par spectrométrie ICP-MS (LSCE, Gif-sur-Yvette).

Un facteur de correction (Ft) a été appliqué sur les âges (U-Th)/He pour tenir compte de l’éjection des noyaux d’hélium. Cette éjection dépend de la taille et de la géométrie des cristaux (Farley et al., 1996 ; Farley, 2002 ; Hourigan et al., 2005). Le facteur Ft est déterminé à partir d’une routine algorithmique de type Monte Carlo qui prend en compte la dimension et la forme 3D des cristaux (Gautheron et Tassan-Got, 2006). La taille des cristaux est le paramètre limitant de cette correction avec une erreur supérieur à 5% pour des cristaux de longueur inférieur à 100 µm. IV. Résultats

IV.1. Données TFA 62 âges TFA (Tab. 1-2) ont été déterminés sur l’ensemble des régions du

domaine bohémien. Les âges TFA présentent un éventail d’âge très large, compris entre 60±3 Ma (IB25-26) et 324±15 Ma (CZ03). Tous les échantillons possèdent donc des âges plus jeunes que leurs âges stratigraphiques et ont donc connu depuis leur cristallisation des températures comprises dans l’intervalle de stabilité de la méthode (60-110°C). Les mesures de longueur des tra ces confinées ont été réalisées sur 62 échantillons. La longueur moyenne des traces confinées est comprise entre 9,1±0,1 (IB27) et 14,06±0,13 µm (CZ31) avec un écart-type variant entre 0,7 et 3,3 µm. Les valeurs du Dpar varient de 0,87 à 1,77 µm et montrent une faible corrélation avec les âges TFA (coefficient de corrélation de 0,52).

Les données TFA issues de cette étude et de la littérature (Wagner et al., 1989 ; Bischoff, 1993 ; Hejl et al., 1997 ; Thomson et Zeh, 2000 ; Glasmacher et al., 2002 ; Suchy et al., 2002 ; Hejl et al., 2003 ; Ventura et Lister, 2003 ; Aramowicz et al., 2006 ; Filip et al., 2007 ; Ventura et al., 2009 ; Danisik et al., 2010) mettent en évidence une disposition particulière des valeurs d’âges depuis les régions centrales du massif bohémien vers ses chaînons bordiers (Fig. 3). Les reliefs bordiers actuels du massif possèdent des âges TFA systématiquement plus jeunes par rapport aux zones internes. Les âges récents s’observent particulièrement sur les bordures Nord et Ouest. Une zone d’âge très jeune (20-40 Ma) est concentrée au niveau des bordures Nord et Ouest du bassin Crétacé bohémien. Aucune relation entre les âges TFA et l’altitude d’échantillonnage n’est visible (Fig. 5).

Plusieurs groupes d’âges sont visibles et délimitent de manière assez précise les différentes unités tectoniques segmentées par les grands faisceaux de failles

(Fig. 3). Sur la bordure Est du massif de Krusne Hory, la faille majeure des Krusné Hory est clairement mise en évidence et apparaît sous forme de deux groupes d’âges significativement différents (Fig. 3). Par ce procédé de classes d’âges, d’autres grandes limites structurales ressortent également telles que le bloc des Sudètes et Silésien situé le long de la faille de l’Elbe, le bloc Cesky Les situé le long de la ligne Franconienne ou encore la zone de faille du Danube.

Les mesures de longueur de traces confinées de cette étude ont été intégrées avec celles décrites dans la littérature permettant de réaliser une carte interpolée sur l’ensemble du domaine bohémien (Fig. 6). La distribution des longueurs de traces est particulière et montre une régionalisation des valeurs de longueur moyenne. Trois grandes zones s’observent à l’échelle du massif bohémien et illustrent un contraste régional dans l’histoire thermique.

La particularité mise en évidence est l’existence de zones caractérisées par des longueurs de traces inférieures à 11 µm (Fig. 6). Ces zones sont concentrés localement sur certaines parties du Krusné Hory et notamment au niveau de la bordure SW ainsi qu’à la bordure Sud du massif située entre 20 et 100 km du front alpin. Ce fort raccourcissement des longueurs de traces est relié à un temps de résidence prolongé de la roche dans la zone partielle de rétention et serait associées à un réchauffement important et prolongé de la roche au cours de son histoire. Un épisode tardif d’enfouissement significative (>1000 m) aurait affecté les parties méridionales du massif. Les traces courtes du Krusné Kory seraient reliées au pic thermique cénozoïque généré par l’installation du volcanisme à cette période.

Le centre, l’Est et le nord-est du massif montrent des gammes de longueurs de traces supérieures à 12 µm avec des zones dépassant les 13 µm dans la bordure nord-est bohémienne, au Nord de Prague (bassin Crétacé bohémien) à l’extrémité sud-est du Smrciny. Les longueurs de traces supérieures à 13,5 µm caractérisent des roches n’ayant pas subi un réchauffement prolongé.

Le groupe de longueurs de traces supérieures à 14,5 µm dans le bassin Crétacé bohémien constitue une anomalie qui est en relation avec une récente (20 Ma) remise à 0 des traces causée par les circulations hydrothermales (Filip et al., 2007).

IV.2. Données (U-Th)/He Des analyses par la méthode (U-Th)/He sur apatite (Tab. 3-4) ont été effectuées

sur les échantillons utilisés pour l’étude TFA. 26 échantillon ont fourni des résultats (U-Th)/He exploitables (âge reproductible et réaliste, différence entre répliquât inférieur à 50 Ma) et analytiquement fiables (stabilité des mesures, absence de concentration significative d’He lors du deuxième palier de chauffage, dégazage complet de l’He contenu dans les cristaux).

Les âges (U-Th)/He moyens sont compris entre 58±7 et 341±16 Ma et sont majoritairement plus jeunes que les âges TFA obtenus sur la même série d’échantillons (cf. Tab. 1-2). Les âges (U-Th)/He ne sont pas répartis de manière homogène au sein du massif bohémien et illustrent, comme pour les âges TFA, un gradient grossièrement concentrique des valeurs d’âges entre le centre du massif et ses chaînons périphériques. La distribution géographique des âges (U-Th)/He indique ainsi des âges plus jeunes (de 58±7 à 196±31) sur les chaînons bordiers (Sudètes, Krusne Hory, Cesky Les, Šumava, Waldviertel) avec un cœur de massif (Teplà, Barrandien, complexe plutonique central) regroupant des âges anciens compris entre 159±19 et 341±16 Ma (Fig. 7).

IV.3. Modélisations d’histoire thermique

L’histoire thermique a été reconstituée sur les différentes régions du massif bohémien pour lesquels un nombre de traces confinées suffisant a été obtenu. Le processus de modélisation a considéré augmente au fur et à mesure le nombre de contraintes jusqu’à obtenir une histoire cohérente avec les contraintes indépendantes disponibles. Ces contraintes correspondent à des données stratigraphiques, géodynamiques ou liées à l’âge des paléoaltérations.

IV.3.1. Contraintes géologiques appliquées

Les contraintes de modélisation sont les suivantes : 1) Mise en place des intrusions plutoniques, à des profondeurs supérieures

à 2000 m, s’opérant du Dévonien au Carbonifère (Dudek et al., 1991 ; Francu et al., 1998 ; Thomson et Zeh, 2000 ; Suchy et al., 2002).

2) Indices de mise à l’affleurement anté-triasique du soubassement cristallin démontrés par la présence de discordances Trias supérieur sur socle, Jurassique sur socle et notamment Crétacé supérieur sur socle. Les reliefs bohémiens formés durant l’orogénèse varisque sont aplanis à la fin du Permien et une pénéplaine se développe à partir de la transition Paléozoïque-Mésozoïque (Suk et al., 1984). D’épaisses séries sédimentaires triasiques se sont déposées sur le substratum paléozoïque en périphérie du domaine bohémien notamment au niveau des bassins nord-est germanique et SW germanique (Suk et al., 1984 ; Klare, 1989 ; Klein, 1990 ; Franzke et Rauche, 1991).

3) Indice de transgression jurassique (du Callovien au Kimméridgien :

Elias, 1981) dans les régions internes du massif. dont les traces de ces dépôts s’observent par le biais de rares outliers de superficie très réduite (quelques km²) dans les Sudètes occidentales et en Moravie. Les dépôts jurassiques conservés les plus épais atteignent 52 m (Bosak, 1987).

4) Mise à l’affleurement du socle bohémien au Crétacé inférieur attestée

par la discordance Crétacé supérieur sur socle et par la présence d’altérite. Des altérations et des épisodes de karstification, datées au Crétacé inférieur, sont proposées sur les différentes régions bohémiennes (Schröder, 1968 ; Zelenka, 1980 ; Zeman, 1980 ; Meyer, 1981 ; Migon et Lidmar-Bergström, 2001 ; Bosak, 2008). Des matériaux détritiques à la base de la ligne franconienne atteste un épisode érosif (Schröder et al., 1997).

5) Transgression au Crétacé supérieur démontré par la présence localisée

de dépôts cénomaniens à santoniens dominés par des systèmes deltaïques silicoclastiques et de plate-forme hemipélagique (Čech et al., 2005). Une subsidence généralisée s’opère dans le massif selon des fossés d’axe NW-SE (Malkovsky, 1987).

6) Episode d’érosion attestée par des discordances Néogène sur Crétacé supérieur et Néogène sur socle. Une karstification et une altération kaolinitique intense de type tropical (Kural, 1979 ; Surowce kaolinowe, 1982 ; Bosak, 1990) sont décrite.

7) Formation rapide d’un espace d’accommodation de l’avant-pays alpin

dès l’Eocène supérieur due à la surcharge de nappes structurales (bassin flexural) a été suggérée par de nombreuses études (Lemcke, 1984 ; Bachmann et al., 1987 ; Wessely, 1987 ; Malzer et al., 1993 ; Wagner, 1998 ; Zweigel et al., 1998 ; Allen et al., 2001; Pfiffner et al., 2002 ; Kempf and Pfiffner, 2004 ; Deville and Sassi, 2006 ; Genser et al., 2007). Des témoins d’une phase de sédimentation Néogène inférieur sont encore préservés très localement sur le socle de la bordure Sud bohémienne.

8) Erosion et déblaiement d’une partie des dépôts molassiques relayés par

une importante phase de soulèvement crustal au Pliocène (Bosak et al., 1989 ; Genser et al., 2007) mais également par le réseau hydrographique en constante évolution dans l’avant-pays alpin à cette période : érosion de plus de 2 km de séries molassiques (Kuhlemann et Kempf, 2002) impliquant un rajeunissement du relief (formation de terrasses alluviales étagées : Bosak et al., 1989).

IV.3.2. Histoires thermiques

L’évaluation et l’incertitude de l’ampleur de l’érosion ainsi que la reconstitution

de l’épaisseur d’enfouissement à partir des modèles thermiques sont directement dépendantes du gradient géothermique. Afin de garder une constance dans les interprétations, la quantification de l’exhumation est déterminée à partir du gradient géothermique régional actuel dans l’hypothèse d’un gradient stable depuis le début du Mésozoïque. Néanmoins, certaines régions (Krusne Hory, Ohre, pluton lusatien) sont soumises à des variations du flux thermique en relation aux évènements volcaniques du Cénozoïque et sont prises en compte pour l’interprétation.

Les parties nord-ouest et extrême Est du massif possèdent un flux important atteignant de 80 à 100 mW/m² correspondant à un géotherme d’environ 32-40 °C/km en considérant une conductivité moyenne de 2,5 W/m/K. Ce flux plus élevé correspond aux provinces volcaniques Néogène du graben de l’Ohre, de Krusné Hory ainsi qu’au bassin crétacé bohémien. Le bassin molassique Néogène Ouest carpathique et la région Sud de la faille du Danube sont également caractérisés par un flux supérieur ou égal à 70 mW/m². En dehors de ces anomalies locales, le flux de chaleur sur l’ensemble du massif entre les Krusné Hory et le front Carpatique sont assez homogènes et évoluent entre 50 et 60 mW/m² (20 à 24 °C/km).

Si l’on considère une gamme de gradient entre 20 et 30 °C/km, une marge d’erreur de 40% sur l’épaisseur d’érosion doit être prise en compte. Les paléotempératures de surfaces moyennes sont considérées entre ~20 à 25 °C compte tenu du climat subtropical humide en Europe régnant au Crétacé (Suk et al., 1984) et au Paléogène-Néogène inférieur (macroflores tertiaires : Collinson, 1983 ; Kvaček, 2006 ; Kvaček et Teodoridis, 2007).

Les principaux arguments pour discuter de la cause de l’augmentation de la température, responsable des valeurs d’âges et des longueurs de traces, sont les effets d’une couverture sédimentaire, la circulation des fluides hydrothermaux ainsi que l’augmentation du flux géothermique. En fonction de l’histoire géologique, les deux derniers facteurs ont affecté quelques régions particulières de Bohême et sont prises en compte. Le gradient géothermique sera décrit plus en aval.

Globalement, les histoires thermiques de chaque région du massif soulignent, de manière commune, plusieurs grands évènements géodynamiques (Fig. 8). Les modélisations font ressortir des épisodes d’augmentation de la température au Jurassique moyen et supérieur sur les régions bordières, au Crétacé supérieur et au Néogène inférieur préférentiellement sur les bordures méridionales du massif. A la différence des régions bordières du massifs, l’histoire thermique des ses parties centrales (Barrandien, complexe plutonique centre bohémien) est homogène et stable depuis la fin du Paléozoïque après un unique épisode de refroidissement majeur Permo-Trias.

Le domaine bohémien possède une histoire tectonique et un enregistrement sédimentaire post-varisque variable à l’échelle régionale. Ces différences peuvent être associées (1) à des événements tectoniques régionaux (massif segmenté en différentes unités structurales) ; (2) aux grands accidents varisques (linéament Teisseyre-Tornquist, ligne franconienne, faille de l’Elbe, faille du Danube, faille des Kusné Hory) ; (3) à des variations d’épaisseurs de dépôts sédimentaires dépendants de la paléotopographie ; (4) à des dépôts marins du Jurassique supérieur et Crétacé supérieur actuellement érodés.

IV.4. Histoires thermiques et évolution paléogéographique méso-cénozoïques

IV.4.1. Exhumation fini varisque

Divers arguments attestent la mise à l’érosion du soubassement bohémien à la

fin du cycle varisque au Permo-Trias. Les données traces de fission sur zircon, issues des séries d’études sur les sites de forage KTB (Hejl et al., 1997), reflètent une forte exhumation permienne et/ou triasique qui a été déduite de l’enregistrement sédimentaire. Les données TFA de Glasmacher et al. (2002) décrit une phase d’exhumation des parties du soubassement du Barrandien dès la fin du Carbonifère. Au cours du Trias, l’environnement de dépôt du bassin SW germanique est essentiellement détritique et se réalisait dans un paysage de plaine alluviale (playa) dont l’apport du matériel sédimentaire serait issu de la désagrégation des reliefs bohémiens (Ziegler, 1990 ; Kempf et al., 2002 ; McCann, 2008). La présence de reliquat de sédiments détritiques d’âge triasique, le long de la marge occidentale du massif de Bohème, correspondent à d’anciens systèmes deltaïques alluviaux d’environnement marin peu profond et fluvio-lacustres (Schroder, 1987 ; Schroder et al., 1997).

IV.4.2. Transgression jurassique

Les dépôts jurassiques (et/ou triasiques) s’observent en périphérie du domaine bohémien, notamment dans le bassin SW germanique ainsi que dans le bassin polonais et également sous forme de reliquats isolés, actuellement jusqu’à des altitudes d’environ 500 m, dans les Sudètes. Les données TFA sur les bordures du massif (Fig. 8) soulignent l’existence d’une importante couverture sédimentaire anté-

crétacée sur les chaînons bordiers atteignant entre environ 1000 à 2500 m d’épaisseur (Fig. 9A). Aucune discordance entre socle et Jurassique n’est observable dans les régions internes du massif. Les données TFA ne montrent également pas l’existence d’un enfouissement de ces régions au Jurassique.

Les séries jurassiques sont en relation avec la phase de transgression affectant la marge européenne causée par l’ouverture de la Téthys. La présence de blocs basculés dans les Alpes occidentales (exemple de l’Oisans, Alpes françaises) témoigne le contexte d’une tectonique distensive de la marge européenne méridionale.

IV.4.3. Inversion tectonique à la fin du Crétacé inférieur

Une intensification de l’érosion que nous interprétons comme une inversion

tectonique est enregistrée par les données TFA (Fig. 8) à la fin du Crétacé inférieur au niveau des bordures Nord, Sud et Ouest de la Bohême. Les paléoaltérations daté à la même période (Schröder, 1968 ; Zelenka, 1980 ; Meyer, 1981 ; Malkovski, 1987 ; Migon et Lidmar-Bergström, 2001) atteste la mise en surface du socle pour ce dernier soit affecté par les altérations météoriques. Des gisements d’altérites (avant-pays de Krusne Hory et de nombreux remplissages karstiques (bassin SW germanique, Barrandien, Moravie) indiquent que le massif bohémien constituait un vaste domaine émergé durant la période du Crétacé inférieur (Fig. 9B). La karstification des séries jurassiques atteste un processus érosif (Meyer, 1981) associé à une forte activité tectonique du massif. Cet épisode de soulèvement est contemporain du début de la fermeture de l’océan alpin (110 Ma) et de la formation d’un front de chevauchement au sud de la marge européenne ainsi qu’au niveau des actuelles Carpathes. A la même période, le rejeu du rift de la mer du Nord est à l’origine de la formation du bassin crétacé bohémien par le relais du système de failles de l’Elbe (Bergerat, 1987 ; Ziegler, 1990).

IV.4.5. Transgression au Crétacé supérieur

Une phase de réchauffement s’observe dès le début du Crétacé supérieur sur

plusieurs parties du massif (Fig. 8) et serait associée à la transgression d’une mer crétacée épicontinentale responsable d’une accumulation kilométrique pouvant dépasser les 2000 m d’épaisseur localement (Fig. 9C). Au regard des résultats TFA des cette étude et des profils stratigraphiques de la littérature (Malkovski, 1980, 1987 ; Zelenka, 1981 ; Bosak, 1987 ; Malzer et al., 1993 ; Bayerisches Geologisches Landesamt, 1996a, b ; Daldez, 2001 ; Geological Map of the Czech Republic), le domaine bohémien apparaît au Crétacé supérieur sous forme d’un ensemble d’îlots isolés soumis à l’érosion (Fig. 9C). Ces derniers fournissent les apports détritiques caractéristiques des séries du Crétacé supérieur en Bohême. Les plus grandes épaisseurs préservées (~1000 m) sont observés à la bordure NW du bassin Crétacé bohémien. Une épaisseur voisine d’environ 2000 m de Crétacé supérieur dans l’ensemble de l’avant-pays sudète (bassin polonais méridional) est décrite (Daldez, 2001).

L’existence de cônes fluviatiles (Smrciny-Cesky Les : Schröder et al., 1997 ; île sudète d’après l’appellation de Klein, 1990 ; montagnes du Harz : Thomson et al., 1997 ; Jacobs et Breitzkreuz, 2003) atteste de la présence de surfaces émergées. Au Turonien-Santonien, les dépôts marneux et carbonatés dans le bassin Crétacé bohémien témoignent d’un environnement marin ouvert. Le socle de du Cesky Les

Wald a connu une importante phase d’enfouissement au Crétacé supérieur atteignant les 1400 à 2500 m d’épaisseur sur la base d’un gradient géothermique de 30°C/km.

En tenant compte de la surface anté-cénomanienne et les produits d’érosion piégés dans les dépressions kartiques du Barrandien, il a été mis en évidence que l’ensemble du karst de cette région de Bohême était enfoui sous les dépôts crétacés du bassin Crétacé bohémien plus loin vers le Sud (Zelenka, 1981). Cet épisode de dépôt d’épaisseur modeste dans le Barrandien n’est pas dans la gamme de résolution des outils thermochronologiques. Néanmoins, les données TFA de la bordure Sud bohémienne (Šumava, Bayerischer Wald, Waldviertel) détecte une couverture de Crétacé supérieur qui a atteint les 1000±300 m d’épaisseur. Par ces nouvelles données, il est possible d’évoquer que le bassin Crétacé bohémien constituait un bras de mer entre le bassin de la Mer du Nord et l’océan téthysien. L’hypothèse d’une connexion entre le domaine boréal et le domaine téthysien est compatible avec les résultats de simulation TFA de même que Wiese et al. (2004) démontrent l’existence d’un bras de mer entre les deux domaines sur la base de mélanges faunistiques.

Au Crétacé supérieur, le front alpin progresse vers le Nord et la ligne mésogéenne (front de subduction depuis l’Ibérie jusqu’à l’Asie) prend forme. La tectonique en relais transpressif crétacée de la marge NW européenne a été dominée par une tectonique extensive (Vandycke, 2002) ; de même qu’un affaissement de grande longueur d’onde de la croûte en relation avec la formation des nappes austro-alpines (Malkovsky, 1987) peuvent expliquer la subsidence d’une grande partie du massif bohémien. Les directions horizontales des contraintes alpines évoluent selon un axe sud-nord par rapport au Crétacé inférieur (axe SE-NW ; Stampfli et Borel, 2002).

IV.4.6. Inversion au Crétacé terminal-Paléocène

Une deuxième phase d’inversion (Fig. 8), avec érosion de 1000 à 3000 m de

matériel (Fig. 9D), est identifiable par les données TFA à partir de la deuxième moitié du Crétacé supérieur, notamment dans l’ensemble des bordures bohémiennes septentrionale, méridionale, et occidentale. La bordure Nord du complexe plutonique centre-bohémien enregistre également cet évènement. L’absence de série paléogène et le contact discordant des dépôts néogènes sur les dépôts du Crétacé supérieur ainsi que sur le socle paléozoïque indiquent l’absence de sédimentation au Paléogène. Les surfaces d’érosion en sommet de séquence du Crétacé supérieur et les gisements de kaolinite (Migon et Lidmar-Bergström, 2001) confirment également une phase d’émersion au Crétacé terminal et au Paléogène inférieur.

Le rejet structurale de toute la région des Sudètes souligne l’importance

géographique de l’épisode érosif mise en place du Crétacé terminal au Paléogène et isole plusieurs unités sédimentaires d’âge Crétacé supérieur. Les données de maturité organiques sur les séries triasiques du bassin polonais indiquent un soulèvement généralisé à la fin du Crétacé supérieur (Resak et al., 2008). Les lacunes sédimentaires au Paléogène dans ce bassin témoignent également d’une phase de soulèvement (Daldez et al., 1995).

Le front orogénique alpin atteint la marge Sud de l’Europe centrale au Crétacé

supérieur (Frisch, 1979 ; Tollmann, 1980 ; Trümpy, 1980 ; Debelmas et al., 1983 ;

Ziegler, 1987). Le début de la déformation compressive dans l’avant-pays au Crétacé supérieur-Tertiaire inférieur coïncide avec des événements orogéniques majeurs dans les Carpathes et les Alpes orientales. Le paléogène correspond à la phase compressive laramienne provoquant l’inversion de l’avant-pays alpin sur une vaste aire géographique.

IV.4.7. Subsidence oligo-miocène

L’existence d’un pic de température associé (Fig. 8) à une importante

accumulation de dépôts du Néogène inférieur pouvant atteindre les 1000±300 m d’épaisseur (sur la base d’un gradient de 30°C/km) sur les bordures Sud et SW (Fig. 9E) est démontrée par les données TFA (MTL < 11 µm : Fig. 6). La proximité du bassin flexural nord-alpin, la subsidence accrue du bassin molassique nord-alpin, et la forte augmentation de l’apport sédimentaire causé par le soulèvement du prisme orogénique des Alpes au Néogène (Genser et al., 2007) peuvent expliquer l’hypothèse du dépôt molassique (actuellement disparu) sur les môles varisques Sud bohémiens. L’hypothèse d’un bassin molassique ayant transgressé d’environ 10 à 20 kilomètres plus au Nord par rapport à sa limite actuelle est également vérifiée par la présence de pastilles résiduelles de Néogène détritique sur les régions bordières méridionales (Bayerischer Wald). L’apport détritique néogène en provenance de la Bohême est confondu avec celui des Alpes au niveau du bassin molassique.

Les épaisseurs d’enfouissement Néogène des bordures méridionales de Bohème sont compatibles avec les épaisseurs des séries néogènes s’observant sur les parties plus méridionales du bassin. Le Néogène (Miocène) du bassin molassique atteint une épaisseur d’environ 2500 à 3500 m à la base du front alpin (Malzer et al., 1993 ; Bayerisches Geologisches Landesamt, 1996a, b). Le Tortonien (Miocène moyen) constituant le sommet de la séquence néogène du bassin a été soumis à une érosion plio-quaternaire. Son épaisseur actuelle, atteignant encore 1000 m, laisse présager une épaisseur encore plus importante.

IV.4.8. Exhumation au Néogène supérieur

La néotectonique alpine est responsable d’une rapide exhumation mio-pliocène.

Cette exhumation est particulièrement marquée dans les régions SW et méridionales du massif, où environ 1000 à 1700 m de matériels ont été érodés d’après les données TFA. Ce grand volume de matériels érodés correspond au démantèlement du bassin molassique nord-alpin, dont l’aire d’extension était plus importante qu’aujourd’hui et recouvrait les régions du Waldviertel, du Bayerischer Wald ainsi que du Cesky Les Wald. Sa limite au Néogène inférieur se trouvait plus au Nord jusqu’au pied du massif de la Šumava et vraisemblablement jusqu’aux régions internes du massif. Le système de rias plus ou moins encaissé (Bosak, 1985) et l’ancien système de drainages (Ziegler et Dèzes, 2007) à cette période ont permis la transgression et le dépôt des séries néogènes vers les régions plus internes et septentrionales.

Des arguments de géomorphologies attestent la réalité de l’extension du bassin molassique sur le Bayerischer Wald. De nombreuses reliques sédimentaires de dépôts néogènes subsistent en discordance sur le socle paléozoïque (Fig. 10A) et constituent un premier argument en accord avec cette hypothèse.

Le paysage de plaine, auquel appartient le cours du Danube depuis le bassin SW germanique, disparaît dans une zone de relief composée par des terrains cristallins de l’extrémité Sud de la zone de failles du Danube. Le Danube, sur ces

terrains cristallins, est encaissé entre Passau et Linz dans une profonde vallée linéaire présentant environ 150 à 300 m de dénivelé depuis les rebords. Le cours final du Danube résulte d'un enfoncement (Fig. 10A) sur place à partir d'un cours ancien dont le tracé n'était pas influencé par les structures (socle cristallin enfoui) mais dirigé par la pente générale du bassin versant. Cette disposition du cours du Danube indique sa surimposition sur le socle du Bayerischer Wald et illustre un soulèvement important et rapide au Néogène du bassin molassique et du socle bohémien sous-jacent.

A partir d’un modèle MNT des régions du Danube (SRTM3), un remplissage minimum d’environ 1000 m d’épaisseur depuis les dépôt-centres du bassin molassique est nécessaire pour recouvrir les reliefs varisques situés en bordure Sud bohémienne (Fig. 10B-C) et qui constitueraient un obstacle pour le lit du Danube. Dans le cas d’un obstacle lié à un relief, le cours du Danube ne serait pas encaissé dans des terrains cristallins.

Au regard des données TFA, les déformations alpines au Néogène ont affecté

principalement les bordures Sud et Ouest du Massif bohémien. Les données TFA ne détectent pas d’importante phase érosive sur les bordures septentrionales. La stabilité de ces régions septentrionales au Néogène souligne que les contraintes alpines ne se sont pas propagées au-delà des régions Sud et SW du massif, en tout cas pas dans la fenêtre de sensibilité de la méthode TFA et U-Th/He.

V. Discussion

V.1. Discussion des données thermochronologiques à l’échelle du domaine bohémien

En Bohême, les données thermocronologiques renseignent les périodes de

soulèvement et montrent une distribution qui coïncide avec les unités structurales majeures. Le zonage géographique des âges TFA et (U-Th)/He montre clairement cette segmentation structurale (Figs. 3 et 4). La distribution géographique des âges TFA mises en évidence en Figure 3 n’est pas aléatoire et indique une histoire géodynamique variable dans le temps. L’histoire géodynamique sur les chaînons périphériques (<100 Ma) apparaît plus récente en comparaison avec le cœur du massif (toujours supérieurs à 200 Ma) et témoigne d’un soulèvement crustal post-varisque localisé principalement sur les bordures externes du massif (Fig. 3).

L’hypothèse de la segmentation du socle en blocs tectoniques (Fig. 4), déjà évoquée par Zeman (1978) et Malkovski (1979), est donc compatible avec la distribution géographique des âges thermochronologiques. A partir des signatures TFA, le bloc silésien, les blocs des Sudètes, ainsi que les blocs des Krusné Hory, du Cesky Les, le bloc Moldanubien et le linéament tectonique du Danube sont aisément reconnaissables.

La distribution radiale des âges TFA (Fig. 3) récents suit les grands accidents

décrochants majeurs qui entourent le cœur du massif. Ces failles majeures, accompagnées par la formation de hauts topographiques, sont orientées de manière tangentielle par rapport à un cœur de massif qui présente une topographie plus modeste mais possède une croûte sensiblement plus épaisse (38-40 km) par rapport aux parties périphériques (30-32 km). Le faible gradient géothermique est associé aux régions centrales possédant une épaisseur de croûte plus importante. Il existe ainsi une forte corrélation positive entre l’épaisseur de la croûte du domaine

bohémien, la distribution des contraintes tectoniques et les âges thermochronologiques.

A l’échelle du domaine bohémien, du Crétacé jusqu’à la fin du Néogène, la quantité de matériel érodé n’est pas homogène. L’épaisseur de la tranchée érodée est extrêmement variable d’une région à une autre et les données thermochronologiques illustrent ainsi un compartimentage du massif suggérant une mosaïque de paléoreliefs avec chacun son bilan érosif propre.

V.2. Structure rigide centre bohémienne

La croûte plus épaisse, le gradient géothermique très faible, les âges TFA

anciens au centre du massif et la disposition losangique des grands accidents tectoniques périphériques montrent la présence d’une hétérogénéité lithosphérique où le noyau le plus rigide se situe au centre du massif bohémien (Téplà-Barrandien, complexe plutonique centre bohémien). Une telle constatation a également été déterminée par les travaux de simulation analogique de Rajlich (1994).

Les régions périphériques, qui ont enregistré une déformation méso-cénozoïque en lien avec une plus faible épaisseur de croûte et les grands réseaux de fractures, forment une succession de horsts losangiques très probablement en lien avec cette hétérogénéité. Les modèles de densité produits à partir des anomalies gravimétriques de Bouguer sur un profil NW-SE (Hrubcovà et al., 2005 ; CELEBRATION, 2000) indiquent la présence de blocs de différentes densités. Le centre du massif bohémien est caractérisé par un large noyau avec une densité atteignant 2,99 à 3,33 g/cm3 dès 20 km de profondeur. Ceci serait lié à des roches mantelliques (mais moins denses que des éclogites) formées à la base de la « quille » crustale de l’orogenèse varisque et aujourd’hui portées à des profondeurs plus faibles en raison de l’érosion profonde de la chaîne. Sur un profil de profondeur, les discontinuités de densité sont plus nombreuses au niveau des bordures par rapport au centre du domaine bohémien.

La dépression topographique centre bohémienne peut s’expliquer par la résistance à la déformation mais également par l’effet de densité. De ce fait, il est possible de considérer que la densité des unités structurales peut jouer un rôle dans les mouvements verticaux.

V.3. Compatibilité avec les phases connues d’émersion et d’altération

Les épisodes de non sédimentation ou d’émersion des socles ont été soumis à

l’altération météorique responsable de la formation d’épais profils de de kaolinite par altération de roches silico-alumineuses (granites, basaltes, gneiss, verres volcaniques, grès argileux, argiles, schistes,…). L’occurrence des altérites comme la kaolinite, lorsqu’elles sont datées précisément, sont de bons marqueurs d’un arrêt de la sédimentation et d’une longue résidence des affleurements rocheux à la surface. Les altérites constituent de cette façon une contrainte non négligeable pour les simulations thermiques des TFA.

Des travaux proposent une synthèse des phases d'altération kaolinique en Europe de l’Ouest ainsi que sur le domaine bohémien (Migon et Lidmar-Bergström, 2001 ; Migon et Lidmar-Bergström, 2002). Bosak (1997, 2008) fait également une larges synthèse des épisodes d’érosion a partir des paléosurfaces karstiques dans les différentes régions du domaine bohémien. Différentes catégories de saprolites sont connues dans plusieurs secteurs du massif bohémien. Ce sont des saprolites

kaolinitiques argileuses développés sur les roches ignées et métamorphiques (Lippert et al., 1969 ; Störr, 1983 ; Migon et Lidmar-Bergström, 2001). Les épisodes d’altération observés sur le domaine bohémien s’accordent avec les grandes phases d’altération visibles à l’échelle de la marge européenne : Permo-Trias à Jurassique, Crétacé inférieur, Paléogène et Néogène à Quaternaire (Godard, 1989 ; Migon et Lidmar-Bergström, 2001 ; Migon et Lidmar-Bergström, 2002 ; Quesnel, 2003 ; Wyns et al., 2003).

V.4. Hypothèse de la tectonique en blocs structuraux Les données thermochronologiques sur le massif bohémien montrent un

contrôle très important des failles sur les mouvements verticaux. Les données TFA illustrent un gradient concentrique avec un noyau ancien centre-bohémien caractérisé par des âges supérieurs à 210 Ma. Aucun gradient nord-sud au niveau des valeurs d’âges n’est observable.

Les données TFA indiquent que les contraintes mésoalpines (fin Crétacé supérieur-Paléogène) et néoalpines (Néogène) ont affecté essentiellement les bordures du massif bohémien sans en affecter les régions centrales malgré la proximité du front orogénique. Le noyau centre-bohémien apparaît comme un obstacle à la propagation de la déformation.

La distribution particulière des données TFA met en avant un style de déformation cassante qui serait responsable du compartimentage du massif bohémien par un réseau de failles majoritairement hérité de l’orogène varisque. La conséquence est la structuration en blocs du socle bohémien et le rejet vertical sous forme d’une série de horsts dont certains au moins sont visibles dans la topographie actuelle. Selon les simulations de température, seules les bordures du massif montrent une exhumation majeure post-jurassique.

Les différentes régions de l’avant-pays nord-alpin au niveau de l’Europe

centrale, avec le domaine bohémien inclus, n’enregistrent pas systématiquement des phases de déformation synchrones. Cette différence dans l’enchaînement des phases de soulèvement s’explique par le compartimentage du socle. Les grands ensembles structuraux d’Europe centrale (linéament Teisseyre-Tornquist, faille de l’Elbe, ligne franconienne) ont conditionné la localisation et le style de déformation lors de la compression alpine.

Les nouvelles données de ce travail, en appuie de celles de la littérature,

démontrent que le style cassant est observable à l’échelle de l’Europe centrale au Crétacé et au Cénozoïque. Plusieurs arguments appuient cette observation.

(1) En Bohême, les données TFA montrent le style d’une déformation cassante plutôt que ductile à l’avant d’un front orogénique, matérialisée par l’exhumation et la réactivation méso-cénozoïque d’une mosaïque de blocs structuraux ;

(2) Dans les régions NW et Ouest du domaine bohémien, des données TFA montrent de rapides exhumations crétacées (Thomson et al., 1997 ; Thomson et Zeh, 2000) sous forme de structures en horst rattachées à des systèmes de rampes profondes (exemple du Harz : Hecht et al., 2003).

(3) Un compartimentage de la croûte par des grands linéaments tectoniques et différences de densité de la croûte inférieure sont décrits (Lamarche et Scheck-Wenderoth, 2005 ; Cacace et al., 2008).

V.5. Origine du relief actuel des chaînons bordiers Il existe une incohérence spatiale entre le signal thermochronologique et la

configuration du relief actuel. Il a été souligné plus en amont, dans les résultats, l’absence de relation entre âges et altitude (Fig. 5). L’origine du relief actuel des Sudètes, avec des blocs soulevés en horst bordés par des escarpements de faille extensifs, notamment autour du graben de l’Ohre (Krusné Hory), n’a pas pu être détectée par les méthodes de la thermochronologie, et les conclusions sur ce thème restent tout aussi incertaines pour les Monts de Géants (Danisik et al., 2010). On pourrait en déduire que la périphérie moins rigide du noyau bohémien a subi une néotectonique fini-néogène et quaternaire récente, le soulèvement des blocs étant accompagné d’une érosion faible qui expliquerait tout à la fois la nullité du signal de refroidissement des roches durant cette période, la fraîcheur morphologique des escarpements en même temps que la faible dissection des topographies sommitales très planes des horsts par le réseau hydrographique, et la conservation d’épais manteaux d’altérites granitiques ainsi que de pastilles sommitales de couverture crétacée.

V.6. Essai d’interprétation de la propagation du front de déformation de l’orogenèse alpine sur son avant-pays septentrional La multiplicité des aires tectoniquement inversées au Crétacé supérieur et leurs

localisations jusqu’à plus de 300 km du front alpin est principalement en relation avec la présence des grands accidents varisques réactivés en failles inverses lors de la compression alpine. La distribution actuelle des contraintes dans la lithosphère montre que la compression horizontale peut être projetée depuis les limites de plaques jusqu’à une grande distance dans les domaines intra-plaques aussi bien continentaux qu'océaniques (Zoback, 1992), où ils peuvent donner lieu, selon leur importance et le comportement élastique de la croûte, à un large éventail de déformations intra-plaques.

Au Crétacé supérieur, il est improbable que les contraintes soient exclusivement transmises sur des distances aussi importantes par la couverture sédimentaire au-dessus d’un niveau de décollement. Il existe une possibilité que les contraintes soient transmises par une plus grande épaisseur crustale. La propagation lointaine de la déformation requiert un décollement profond à la base de la croûte supérieure, au-dessus duquel les contraintes sont transmises. Cette hypothèse est appuyée par les données TFA indiquant une exhumation commune au Crétacé supérieur des régions situées à plus de 300 km du front alpin, telles que la Thüringer Wald (cette étude, Thomson et Zeh, 2000), les montagnes du Harz (Thomson et al., 1997), et le bassin de Basse-Saxe (Senglaub et al., 2005). Il résulte de ce soulèvement des structures en horst générées par le biais de failles inverses.

Les données sismiques entre la Thüringer Wald et le bassin polonais (Dekorp Basin Research Group, 1999) renforcent également l’hypothèse d’un décollement basal. Elles démontrent la présence de grandes failles, inclinées à environ 30°, s’enracinant jusqu’à la base de la croûte supérieure (~20 km de profondeur) via un système de rampe profonde (Deek et Thomas, 1995 ; Röckel et Lempp, 2003). Les montagnes du Harz, par exemple, constituent une large écaille structurale dont le rejet s’opère au niveau d’un ancien accident varisque réactivé en faille inverse. Le modèle d’écaille structurale du Harz et de ses régions septentrionales a aussi été proposé par Hecht et al. (2003).

La croûte supérieure et inférieure ne possède pas le même comportement mécanique ainsi le caractère cassant peut affecter principalement la croûte supérieur comme en témoigne l’enracinement de failles inverses jusqu’en base de croûte supérieure.

Compte tenu des données existantes, le modèle en prisme imbriqué établi par

Lacombe et Mouthereau (1999) dans le cas des régions de l’avant-pays pyrénéen apparaît comme étant le plus réaliste pour expliquer la propagation de la déformation sur un avant-pays. Plusieurs analogies se retrouvent dans le contexte de la marge péri-alpine septentrionale compris entre le front alpin et les montagnes du Harz. Ce modèle caractérise le cas d’une tectonique mixte de décollement superficiel et profond. L’orientation et la géométrie des failles le long de cet axe sont compatibles avec ce modèle. La région du Harz et de la Thüringer Wald, caractérisée par des successions de structures en horst, peut ainsi être assimilable à une partie d’une série de prismes imbriqués.

Au regard des résultats TFA, les profils sismiques ainsi que de la distribution

des grands linéaments tectoniques dans l’avant-pays nord-alpin montrent que le style de déformation est clairement cassant plutôt que ductile. Ces données récentes montrent que la compression horizontale dans l’avant-pays alpin s’est accommodée par le biais de la réactivation d’accidents tectoniques hérités et par transfert de contraintes via un plan de décollement en base de la croûte supérieure. Le style d’une déformation cassante s’observe à l’échelle continentale. En effet, l’avant-pays Nord alpin est découpé par trois grands linéaments tectoniques (ligne franconienne, faille de l’Elbe, linéament Teysseire-Tornquist), qui délimitent plusieurs ensembles de panneaux crustaux rigides et sub-parallèles entres eux selon un axe NW-SE.

Des études récentes sur les bassins Nord européens mettent l’accent sur une

baisse du régime des contraintes tectoniques, plutôt que l’augmentation de la compression alpine pour expliquer l’inversion au Paléocène moyen de l’Europe et demande le réexamen de la source des contraintes que subit l'intérieur de la plaque européenne. Une relation de causalité entre le rifting continental de l'Atlantique Nord il y a 62 Ma et un changement brusque du style de la déformation intra-plaque dans le continent européen voisin est mis en avant et critique les concepts développés par les travaux de Ziegler (Nielsen et al., 2005, 2007).

Un autre argument qui ne met pas en avant une déformation homogène du soubassement de l’Europe centrale est le rôle du massif bohémien dans le blocage de la propagation du front alpin vers le Nord. En effet, le massif bohémien possède un noyau crustal épais (~36-38 km : Bucha et Blizkovsky, 1994 ; Dèzes et Ziegler, 2005) et stable (âges TFA > 210 Ma indiquant une exhumation antérieure au cycle alpin). Le front alpin depuis les Alpes centrales jusqu’aux Carpathes n’est pas linéaire et continu (Fig. 2). Le front alpin montre une déflexion en relation avec le noyau bohémien, celui-ci constituant un obstacle et un frein à l’avancée du front de déformation vers le nord. Le rebord occidental des Carpathes est parallèle à la bordure est-bohémienne, soulignant là encore une relation géométrique et par conséquent un lien génétique entre le tracé des fronts orogéniques et le comportement rigide du massif de Bohême.

VI. Conclusion Les résultats traces de fission et (U-Th)/He obtenus au cours de cette étude,

associés à ceux déjà publiés dans la littérature, ont permis, grâce à la prise en compte de données géologiques, sédimentologiques et aux données de paléoaltérations, d’apporter des contraintes à l’histoire post-varisque bohémienne. Cette histoire est étroitement contrôlée par ces contraintes géologiques indépendantes qui apparaissent comme des jalons indispensables pour exploiter des données thermochronologiques de manière fiable et en accord avec le contexte géologique régional. Ce travail a permis de replacer l’évolution de ces massifs dans le contexte géodynamique de la plaque ouest-européenne :

(1) La distribution géographique des âges est en relation avec les grands accidents tectoniques et les limites de blocs structuraux. Les âges TF et (U–Th)/He sont systématiquement plus jeunes sur les bordures du massif. Les déformations mésozoïques et cénozoïques ont affecté seulement les bordures alors que les régions centrales du massif bohémien (Téplà-Barrandien, complexe plutonique centre bohémien) sont restées relativement stables depuis la fin du Paléozoïque. La déformation du socle bohémien est caractérisée par une déformation méso-cénozoïque qui perdure au Néogène dans les parties les plus proches du front alpin.

(2) L’histoire thermique post-varisque de Bohême met en avant d’importants épisodes transgressifs au Jurassique, au Crétacé supérieur et au Néogène inférieur corrélés à l’extension téthysienne puis au cycle alpin. La quantification des tranches de matériaux érodés atteste la réactivation d'une mosaïque de blocs structuraux qui auraient été enfouis à des profondeurs variables (1000 à 4000 m en prenant l’hypothèse d’un gradient géothermique stable de 30°C/km) par des dépôts sédimentaires depuis les périodes du Jurassique jusqu’au début du Néogène.

(3) La déformation en Bohême présente un style cassant et correspond à la réactivation des accidents varisques en failles inverses générant l’exhumation différentielle d’une mosaïque de blocs structuraux. La principale particularité du domaine bohémien réside dans l’existence d’un noyau stable au méso-cénozoïque dans les régions centrales du massif auxquelles les déformations méso et néoalpine n’ont pas eu d’effet significatif.

(4) Les nouvelles données de ce travail associées à celles de la littérature confortent l’existence d’une activité géodynamique importante et la propagation de contraintes tectoniques au sein de la marge européenne du nord-ouest depuis la fin du Crétacé inférieur. Les résultats TFA, notamment dans le massif bohémien et ses régions occidentales, permettent de proposer l’existence d’un compartimentage en blocs structuraux de la croûte, défini pendant l'orogenèse varisque, qui a continué de contrôler l'histoire de la dénudation durant le Mésozoïque et le Cénozoïque. Les résultats des simulations thermiques confirment que le socle, traversé par les structures héritées, s’est érodé de façon différentielle en fonction de la réactivation méso-cénozoïque de ces grandes discontinuités tectoniques. La réactivation de ces structures varisques a été initiée par les contraintes tectoniques du rifting de la mer du Nord à la fin du Crétacé inférieur mais aussi par les différentes phases de la compression alpine initiée également dès la fin du Crétacé inférieur au niveau de la marge de l’Europe centrale.

(5) L’interprétation de la synthèse des résultats géophysiques et thermochronologique indique que la compression alpine est accommodée et transmise par la réactivation d’accidents tectoniques hérités de l’orogenèse varisque ainsi que par le jeu d’un plan de décollement en base de la croûte supérieure. Un

découplage de la longueur d’onde de déformation entre la croûte inférieure et croûte supérieure de l’Europe centrale est compatible avec les différentes données recueillies.

(6) Les histoires thermiques de chaque région du massif bohémien soulignent, de manière commune, les grands évènements post-varisques observables à l’échelle de la géodynamique globale.

Références bibliographiques

Allen, P.A., Burgess, P.M., Galewsky, J., Sinclair, H.D., 2001. Flexural-eustatic numerical model for drowning of the Eocene perialpine carbonate ramp and implications for Alpine geodynamics. Geol. Soc. Amer. Bull. 113, 1052-1066.

Aramowicz, A., Anczkiewicz, A., Mazur, S., 2006 . Fission-track dating of apatite from the Góry Sowie Massif, Polish Sudetes, NE Bohemian Massif: implications for post-Variscan denudation and uplift. Neues Jahrbuch für Mineralogie - Abhandlungen, 182, 221-229.

Bachmann, G.H., Müller, M., Weggen, K., 1987 . Evolution of the Molasse Basin (Germany, Switzerland). Tectonophysics 137, 77-92.

Barbarand, J., Carter A., Hurford, A.J., 2003 . Variation in apatite fission-track length measurement: implications for thermal history modelling. Chem. Geol., 198, 77-106

Barbarand, J., Lucazeau, F., Pagel, M., Séranne, M. , 2001. Burial and exhumation history of the south-eastern Massif Central (France) constrained by an apatite fission-track thermochronology. Tectonophysics, 335, 275-290.

Bayerisches Geologisches Landesamt, 1996a . Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1:500'000. München, 329 pp.

Bayerisches Geologisches Landesamt, 1996b . Geologische Karte von Bayern 1:500'000. München.

Bergerat, F., 1987 . Stress fields in the European Platform at the time of Africa–Eurasia collision. Tectonics 6, 99-132.

Bischoff, R., 1993 . Morphogenetische Entwicklung des Steinwaldgebietes (NE-Bayern) - Ergebnisse von Apatit-Spaltspuranalysen. Geol Bavarica, 98, 97-117.

Bosák, P., 1985 . Periody a fáze krasovění v Českém krasu [Karstification periods and phases in the Bohemian Karst]. Český kras, 11, 36-55.

Bosák, P., 1987 . Paleokarst – key to paleogeography and stratigraphy of continental periods. 3. Pracovní seminářz paleoekologie. Sborník konference, 2-14.

Bosák, P., 1990 . Tropical Paleokarst of the Bohemian Massif in Czecholovakia, Stud. Carsol., 3, 319-326.

Bosák, P., 2008 . Karst processes and time. Geologos, 14 (1), 19-36 Bosák, P., Ford, D.C., Glacek, J., Horacek, I. (Eds .), 1989. Paleokarst. A Systematic and Regional

Review. Elsevier and Academia, Amsterdam and Prague, 725 pp. Bucha, V., Blizkovsky, M. (Eds.), 1994 . Crustal Structure of the Bohemian Massif and the West

Carpathians. Springer-Verlag, 284 pp. Burtner, R.L., Nigrini, A., Donelick, R.A, 1994 . Thermochronoloy of Lower Cretaceous source rocks

in the Idaho-Wyoming thrust belt. Am. Ass. Petr. Geol. Bull., 78 (10), 1613-1636. Cacace, M., Bayer, U., Marotta, M., 2008 . Strain localization due to structural in-homogeneities in the

Central European Basin System, Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.), 97, 899-913. Čech, S., Hradecka, L., Svobodova, M., Švabenicka, L ., 2005. Cenomanian and Cenomanian-

Turonian boundary in the southern part of the Bohemian Cretaceous Basin, Czech Republic. Bull. Geosci., 80, 4, 321-354.

Cloetingh, S., Ziegler, P.A., Beekman, F., Andriess en, P.A.M., Matenco, L., Bada, G., Garcia-Castellanos, D., Hardebol, N., Dèzes, P., Sokoutis, D., 2005. Lithospheric memory, state of stress and rheology: Neotectonic controls on Europe's intraplate continental topography. Quaternary Science Reviews, 24, 241-304.

Collinson, M.E., 1983 . Fossil Plants of the London Clay. Palaeontological Association Field Guides to Fossils Number 1, 121 pp.

Dadlez, R., Narkiewicz, M., Stephenson, R.A., Visse r, M.T.M., Van Wees, J.D., 1995 . Tectonic evolution of the Mid-Polish Trough: modelling implications and significance for central European geology. Tectonophysics, 252, 179–196.

Dadlez, R., 2001 . Mid-Polish Trough-geological cross-sections (1:200.000). Polish Geological Institute, Warszawa.

Danišík, M., Migo ń, P., Kuhlemann, J., Evans, N.J., Dunkl, I., Fri sch, W., 2010. Thermochronological constraints on the long-term erosional history of the Karkonosze Mts., Central Europe. Geomorphology, 117(1-2), 78-89.

Debelmas, J., Escher, A., Trümpy, R., 1983 . Profiles through the Western Alps. in : Rast, N. et Delany, F.M. (eds.). Profiles of Orogenic Belts. Geodynamic Series. Am. Geophys. Union, Washington, D.C., 10, 83-86.

Deeks, N.R., Thomas, S.A., 1995 . Basin inversion in a strike-slip regime, the Tornquist Zone, Southern Baltic. in : Buchanan, J.G., Buchanan, P.G. (eds.). Basin Inversion. Geol. Soc., Spec. Publ., 88, 319-338.

DEKORP-BASIN Research Group, 1999 . Deep crustal structure of the Northeast German basin: new DEKORP-BASIN'96 deep-profiling results. Geology, 27 (1), 55-58.

Demars, C., Pagel, M., 1994 . Paléotemperatures et paléosalinités dans les grès du Keuper du Bassin de Paris; inclusions fluides dans les minéraux authigènes. C.R. Acad. Sci. Paris, 319 (4), 427-434.

Deville, E., Sassi, W., 2006 . Contrasting thermal evolution of thrust systems: an analytical and modeling approach in the front of the western Alps. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 90, 887–907.

Dèzes, P., Ziegler, P.A., 2005 . Crustal Evolution of Western and Central Europe. Crust Europe, 26 p., 5 figs.

Dudek, A., Frolíková, I., Nekovarík, C., 1991 . The depth of erosion of Hercynian granitic plutons of the Bohemian Massif. Acta Univ. Carol., Geol., 3, 24-256.

Elias, M., 1981 . Facies and paleogeography of the Jurassic of the Bohemian Massif. Sbornik Geologickych Ved, Geologie, 35, 75-144.

Farley, K.A., Wolf, R.A., Silver, L.T., 1996 . The effects of long-alpha-stopping distances on (U–Th)/He ages, Geochim. Cosmochim. Acta, 60 , 4223-4229.

Farley, K.A., 2002 . (U–Th)/He dating: techniques, calibrations, and applications. In: P.D. Porcelli, C.J. Ballentine and R. Wieler, Editors, Noble Gas Geochemistry, Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 47, 819-843.

Filip, J., Ulrych, J., Adamovic, J., Balogh, K., 20 07. Apatite fission track implications for timing of hydrothermal fluid flow in Tertiary volcanics of the Bohemian Massif. Journal of Geosciences, 52, 211-220.

Francu, E., Mann, U. and Volk, H., 1998 . Model of burial and thermal history of the Tobolka-1 borehole profile in the Prague basin. Acta Univ. Carol., Geol. 42, 248-249.

Franke, W., 1989 . The Geological Framework of the KTB Drill Site, Oberpfalz. In: R. Emmermann and J. Wohlenberg, Editors, The German Continental Deep Drilling Program (KTB), Springer, 37-54.

Franzke, H.J., Rauche, H., 1991 . Ablauf der rupturellen Deformationen an der Fränkischen Linie im Bereich des nordwestlichen Thüringer Waldes. KTB Report, BGR Hannover, 91-1, 21–39.

Frisch, W. 1979 . Tectonic progradation and plate-tectonic evolution of the Alps. Tectonophysics, 60, 121-139.

Galbraith, R.F., Laslett, G. M., 1993 . Statistical models for mixed fission track ages, Nucl. Tracks Radiat. Meas., 21, 459-470.

Gautheron, C.E., Tassan-Got, L., Farley, K., 2006 . (U-Th)/Ne chronometry. Earth Planet. Sci. Lett., 243, 520-535.

Genser, J., Cloetingh, S., Neubauer, F., 2007 . Late orogenic rebound and oblique Alpine convergence: new constraints from subsidence analysis of the Austrian Molasse basin, Global and Planetary Change, 58, 214-223.

Geological Map of the Czech Republic 1:1.000.000, 1993. Czech Geological Survey. Geological Map of the Czech Republic 1 :50.000 : Decine-Gorlitz map Glasmacher, U.A., Mann, U., Wagner, G.A., 2002 . Thermotectonic evolution of the Barrandian,

Czech Republic, as revealed by apaptite fission-track analysis. Tectonophysics, 359, 381-402. Glasmacher, U.A., Zentilli, M., Grist, A.M., 1998 . Apatite fission track thermochronology of paleozoic

sandstones and the Hill-intrusion, northern Linksrheinisches Schiefergebirge, Germany. P. Van den Haute and F. De Corte (eds.), Advances in Fission – Track Goechronology, 151-172.

Green, P.F., Duddy, I. R., Laslett, G. M., Hegarty, K. A., Gleadow, A. J. W., Lovering, J. F., 1989 . Thermal annealing of fission tracks in apatite, 4. Quantitative modelling techniques and extension to geological timescales, Chem. Geol., 79, 155-182.

Green, P.F., 1986 . Geological Magazine 123, 493–506.

Green, P.F., 1989 . Thermal and tectonic history of the East Midlands shelf (onshore UK) surrounding regions assessed by apatite fission track analysis. Journal of the Geological Society, London, 146, 755-773.

Guillocheau, F., Robin, C., Allemand, P., Bourquin, S., Brault, N., Dromart, G., Friedenberg, R.,

Garcia, J.P., Gaulierg, J.M., Gaumet, F., Grosdoy, B., Hanot, F., Le Strat, P., Mettraux, M., Nalpas, T., Prijac, C., Rigollet, C., Serrano, O., Grandjean G., 2000 . Meso-Cenozoic geodynamic evolution of the Paris Basin: 3D stratigraphic constraints. Geodinamica Acta, 13, 189-246.

Hecht, C.A., Lempp, C., Scheck, M., 2003 . Geomechanical model for the post-Variscan evolution of the Permocarboniferous-Mesozoic basins in Northeast Germany. Tectonophysics, 373, 125-139.

Hejl, E., Coyle, D., Nand Lal, Van den haute, P. an d Wagner, G.A., 1997 . Fission-track dating of the western border of the Bohemian massif: thermochronology and tectonic implications. Geol. Rundsch., 86, 210-219.

Hejl, E., Sekyra, G., Friedl, G., 2003 . Fission-track dating of the south-eastern Bohemian massif (Waldviertel, Austria): thermochronology and long-term erosion. International Journal of Earth Sciences, 92, 677-690.

Hourigan, J., Reiners, P., Brandon, M., 2005 . U–Th zonation-dependent alpha-ejection in (U–Th)/He chronometry. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69, 3349-3365.

Hurford, A.J., 1990 . Standardization of fission track dating calibration: Recommendation by the Fission Track Working Group of the I.U.G.S. Subcommission on Geochronology. Chemical Geology: Isotope Geoscience section, 80, 171-178.

Hurford, A.J., Green, P.F., 1983 . The zeta age calibration of fission-track dating. Isotopic Geoscience, 1, 285-317.

Jacobs, J., Breitkreuz, C., 2003 . Zircon and apatite fission track thermochronology of Late Carboniferous volcanic rocks or the NE German Basin. Int J Earth Sci, 92, 165-172.

Kempf, O., Henderer, M., Hornung, J., 2002 . Sediment budget of the upper Middle Keuper in SW Germany. Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, 1, 257-270.

Kempf, O., Hinderer, M. & Hornung, J., 2002 . Sediment budget of the upper Middle Keuper in SW Germany. Zbl. Geol. Paläont. Teil I, 3-4, 257-270.

Ketcham, R.A., 2005 . Forward and inverse modeling of low-temperature thermochronometry data. Rev Mineral Geochem, 58, 275-314.

Ketcham, R.A., Carter, A.C., Donelick, R.A., Barbar and, J., Hurford, A.J., 2007 . Improved modeling of fission-track annealing in apatite, American Mineralogist, 92, 799-810.

Ketcham, R.A., Donelick, R.A., Carlson, W. D., 1999 . Variability of apatite fission-track annealing kinetics: III. Extrapolation to geological time scales. Am. Mineral., 84, 1235-1255.

Klare, B., 1989 . Gliederung und Paläogeographie des Buntsandsteins im Ostteil der Süddeutschen Scholle. PhD thesis, Ruhr-Universität, Bochum, pp. 1-150.

Klein, C., 1990. L’évolution géomorphologique de l’Europe hercynienne occidentale et centrale : aspects régionaux et essai de synthèse. Mémoires et Documents de Géographie, Editions du CNRS, 177 p.

Kuhlemann J., Kempf , O., 2002 . Post-Eocene evolution of the North Alpine Foreland Basin and its response to Alpine tectonics, Sediment. Geol., 152, 45-78.

Kural, S., 1979 . Geologiczne warunki wyst powania kaolinów w zachodniej cz ci masywu strzegomskiego. Biul. Inst. Geol., 313, 9-68.

Kvacek, Z., 2006 . Fossil fruits of Reevesia (Malvaceae, subfam. Helicteroideae) and associated plant organs (seeds, foliage) from the Lower Miocene of North Bohemia (Czech Republic). Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Monatshefte, 431-448.

Kvaček, Z., Teodoridis, V., 2007 . Tertiary macrofloras of the Bohemian Massif: a review with correlations within Boreal and Central Europe. Bulletin of Geosciences, 82 (4), 383-408.

Lacombe, O., Mouthereau, M., 1999 . Qu’estce que le front des orogènes ? L’exemple de l’orogène pyrénéen. C.R. Acad. Sci., Paris, IIa, 329, 889-896.

Lamarche, J., Scheck-Wenderoth, M., 2005 . 3D structural model of the Polish Basin. Tectonophysics, 397, 73-91.

Laslett, G.M., Gleadow, A.J.W., Duddy, I.R., 1984 . The relationship between fission track length and density in apatite. Nucl. Tracks, 9, 29-38.

Lemcke, K., 1984 . Geologische Vorgänge in den Alpen ab Obereozän im Spiegel vor allem der deutschen Molasse. Geol. Rundsch. 73, 371-397.

Malkovsky, M., 1979 . The platform cover of the Bohemian Massif and its tectogenesis. Knihovnicka Ústred. Ústavu Geol., 53, 1-179.

Malkovsky, M., 1980 . Les basins sédimentaires post-hercyniens d’Europe Centrale. Bull. BRGM, 108, 289-294.

Malkovsky, M., 1987 . The Mesozoic and Tertiary basins of the Bohemian Massif and their evolution, Tectonophysics, 137, 31-42.

Malzer, O., Rögl, F., Seifert, P., Wagner, L., Wess ely, G., Brix, F., 1993 . Die Molassezone und deren Untergrund. In: F. Brix and O. Schultz, Editors, Erdöl und Erdgas in Österreich, Naturhist. Museum Wien, pp. 281-322.

Matte, P., 1986 . La chaîne vansque parmi les chaînes paléozoïques péri Atlantiques, modèle d'évolution et position des grands blocs continentaux au Permo-Carbonifère. - Bull. Soc. géol. France, 8, 9-24.

Matte, P., 1991 . Accretionary history and crustal evolution of the Variscan belt in western Europe, Tectonophysics, 196, 309-337.

Matte, Ph., Maluski, H., Rajlich, P. and Franke, W. , 1990. Terrane boundaries in the Bohemian Massif: result of large-scale Variscan shearing. Tectonophysics 177, 151-170.

McCann, T., 2008 . The Geology of Central Europe, Precambrian and Palaeozoic. Geol. Soc. London, 1, 748 p.

Meulenkamp, J.E., Kovac, M., Cicha, L., 1996 . On Late Oligocene to Pliocene depocenter migrations and the evolution of the Carpathian-Pannonian system. In: S. Cloetingh, Z. Ben-Avraham, W. Sassi and F. Horváth, Editors, Dynamics of Extensional Basins and Inversion TectonicsTectonophysics, 266, 301-317.

Meyer, A., 1990 . Les traces de fission dans l’apatite : étude expérimentale et application à l’histoire thermique de bassins sédimentaires. Thèse de doctorat, I.N.P.L., Nancy, 272 p.

Meyer, R., 1981 . Rôle de la paléoaltération, de la paléopédogenese et de la diagenése précoce au cours d'élaboratien de series continentales. These de 3ème cycle, Univ. Nancy I, p. 275.

Migon, P., Lidmar-Bergström, K., 2001 . Weathering mantles and their significance for geomorphological evolution of central and northern Europe since the Mesozoic, Earth-Science Reviews, 56, 285-324.

Nielsen, S., Stephenson, R., Thomsen1, E., 2007 . Dynamics of Mid-Palaeocene North Atlantic rifting linked with European intra-plate deformations. Letters to Nature, 450, 1071-1074.

Nielsen, S., Thomsen, E., Hansen, D., Clausen, R., 2005 . Plate-wide stress relaxation explains European Palaeocene basin inversions. Letters to Nature, 435, 195-198.

Pfiffner, O.A., Schlunegger, F., Buiter, S.J.H., 20 02. The Swiss Alps and their peripheral foreland basin: stratigraphic response to deep crustal processes. Tectonics 21 (2) (Art. No. 1009).

Press, W.H., Flannery, B.P., Teukolsky, S.A., and V ettering, W.T., 1988 . Numerical Recipes in C. Cambridge University Press, 735 p.

Rajlich, P., 1987 . Variszische duktile Tektonik im Böhmischen Massiv, Geol. Rdsch., 76, 755-786. Resak, M., Narkiewicz, M., Littke, R., 2008 . New basin modelling results from the Polish part of the

Central European Basin system: implications for the Late Cretaceous–Early Paleogene structural inversion, International Journal of Earth Sciences, 97, 955–972.

Ricordel (2007) Röckel, Th., Lempp, Ch., 2003 . Der Spannungszustand im Norddeutschen Becken (The state of

stress in the North German Basin). Erdöl Erdgas Kohle ,119/2, 73-80. Schröder, B., 1968 . Zur Morphogenese im Ostteil der Süddeutschen Scholle. Geol. Rundsch, 58, 10-

32. Schröder, B., 1987 . Inversion tectonics along the eastern margin of the Bohemian Massif.

Tectonophysics, 137, 93-100. Schröder, B., Ahrendt, H., Peterek, A., Wemmer, K., 1997. Post-Variscan sedimentary record of the

SW margin of the Bohemian Massif: a review. Geol. Rundsch. 86, 178-184. Senglaub, Y., Brix, M.R., Adriasola, A.C., Littke, R., 2005. New information on the thermal history of

the southwestern Lower Saxony Basin, northern Germany, based on fission track analysis. International Journal of Earth Sciences, 94, 876-896.

Stampfli, G.M., Borel, G.D., 2002 . A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic ocean isochrons. Earth Planet. Sci. Lett., 196, 17-33.

Suchy, V., Dobes, P., Filip, J., Stejskal, M., Zema n A., 2002 . Conditions for veining in the Barrandian Basin (Lower Paleozoic), Czech Republic: evidence from fluid inclusion and apatite fission track analysis, Tectonophysics, 3-48, 25-30.

Suk, M., Blízkovský, M., Buday, T., ChlupáImage , T ., Cícha, I., Dudek, A., Dvorák, J., Eliás, M., Holub, V., Ibrmajer, J., Kodym, O., Kukal, Z., Malk ovský, M., MenImage ík, E., Mueller, V., TyráImage ek, J., Vejnar, Z., Zeman, A., Svoboda, J ., 1984. Geological history of the territory of the Czech Socialist Republic. Czech Geological Survey Prague, 396 pp.

Surowce kaolinowe, 1982 . Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, 320 pp. Svoboda, J., 1966 . Regional Geology of Czechoslovakia, Part I The Bohemian Massif. Czech

Geological Survey in the Publishing House of Czechoslovak Academy of Sciences. Thomson, S.N., Brix, M.R. and Carter, A., 1997 . Late Cretaceous denudation of the Harz Massif

assessed by apatite fission track analysis. In: Buchel, G. and Lützner, H., Editors, 1997. Regionale Geologie von Mitteleuropa Geodynamische Prozesse zwischen Alpen und Nordatlantik 149 DGG Hauptversammlung JenaSchriftenreihe der DGG 2, p. 115.

Thomson, S.N., Zeh, A., 2000 . Fission-track thermochronology of the Ruhla Crystalline Complex: New constraints on the post-Variscan thermal evolution of the NW Saxo-Bohemian Massif, Tectonophysics, 324, 17-35.

Tollmann, A., 1980 . Grosstektonische Ergebnisse aus den Ostalpen im Sinne der Plattentektonik. Mitt. Österr. Geol. Ges., 71/72, 32-44.

Trümpy, R., 1980 . Part A: An outline of the geology of Switzerland. In: Geology of Switzerland, a guide book, Wepf & Co., Basel.

Uličný, D., 1997 . Sedimentation in a reactivated, intra-continental strike-slip fault zone: the Bohemian Cretaceous Basin, Central Europe. Abstracts, 18th IAS Regional European Meeting, Heidelberg. Gaea Heidelbergensis, 3, pp. 347.

Uličný, D., 2001 . Depositional systems and sequence stratigraphy of coarse-grained deltas in a shallow-marine, strike-slip setting: the Bohemian Cretaceous Basin, Czech Republic. Sedimentology, 48, 599-628.

Vandycke, S., 2002 . Paleostress records in Cretaceous formations in NW Europe: synsedimentary strike-slip and extensional tectonic events. Relationships with Cretaceous–Tertiary inversion tectonics. Tectonophysics, 357, 119-136.

Vejbæk, O.V., Andersen, C., 2002 . Post mid-Cretaceous inversion tectonics in the Danish Central Graben – regionally synchronous events? Bulletin of the Geological Society of Denmark 49, 129-144.

Ventura, B., Lister, F., 2003 . Long-term landscape evolution of the northeastern margin of the Bohemian Massif: apatite fission-track data from the Erzgebirge (Germany). International Journal of Earth Sciences, 92, 691-700.

Ventura, B., Lister, F., Kopp, J., 2009 . Thermal and denudation history of the Lusatian Block (NE Bohemian Massif, Germany) as indicated by apatite fission-track data. In: Lisker, F., Ventura, B. & Glasmacher, U. A. (eds) Thermochronological Methods : From Palaeotemperature Constraints to Landscape Evolution Models, Geological Society, London, Special Publications, 324, 181-192.

Wagner, L.R., 1998 . Tectono-stratigraphy and hydrocarbons in the Molasse Foredeep of Salzburg, Upper and Lower Austria. In: Mascle, A., Puigdefabregas, C., Luterbacher, H.P., Fernandez, M. (Eds.), Cenozoic Foreland Basins of Western Europe. Geological Society London, Spec. Publ., 134, 339-369.

Wagner, G.A., Gleadow, A.J.W. and Fitzgerald, P.G., 1989. The significance of the partial annealing zone in apatite fission track analysis—projected track length measurements and uplift chronology of the Transantarctic Mountains. Chem. Geol., 79, 295-305.

Wagner, G. A., Coyle, D. A., Duyster, J., Henjes-Ku nst, F., Peterek, A., Schröder, B., Stöckhert, B., Wemmer, K., Zulauf, G., Ahrendt, H., Bischoff, R., Hejl, E., Jacobs, J., Menzel, D., Van den haute, P., Vercoutere, C., Welzel, B., 1997 . Post-Variscan thermal and tectonic evolution of the KTB site and its surroundings, J. Geophys. Res., 102(B8), 18,221-18,232.

Wessely, G., 1987 . Mesozoic and Tertiary evolution of the Alpine– Carpathian foreland area in eastern Austria. Tectonophysics 137, 45-59.

Wiese, F., Čech, S., Ekrt, B., Košták, M., Mazuch, M., Voigt, S ., 2004. The Upper Turonian of the Bohemian Cretaceous Basin (Czech Republic) exemplified by the Úpohlavy working quarry: integrated stratigraphy and palaeoceanography of a gateway to the Tethys. Cretaceous Research, 25, 329-352.

Zelenka, P., 1980 . Upper Cretaceous sediments in the vicinity of Slivenec, SÊof Praha (in Czech). Ces. kras (Beroun), 5, 7-18.

Zelenka, P., 1981 . Occurrences of Upper Cretaceous sediments at the territory of the Bohemian Karst (in Czech). Ces. kras (Beroun), 6, 29-35.

Zeman, A., 1980 . Predmiocenní reliéf a zvetraliny v oblasti karpatské predhlubnia moravských Karpat pri vyhledáváni lozisek nafty a plynu. Vost. Ústr. Úst. Geol., 55, 35-366.

Zeman, L.J., 1978 . Mass balance model for calculation of ionic input loads in atmospheric fallout and discharge from a mountainous basin. Hydrol. Sci. Bull., 23, 103-117.

Ziegler, P.A., Dèzes, P., 2005 . Crustal Evolution of Western and Central Europe. European Lithosphere Dynamic D.G. Gee & R.A. Stephenson (eds.). Memoir of the Geological Society, London, 31 p.

Ziegler, P.A., Dèzes, P., 2007 . Cenozoic uplift of Variscan Massifs in the Alpine foreland: timing and control mechanisms. Global and Planetary Change, 58, 237-269.

Ziegler, P.A., 1987 . Compressional intra-plate deformations in Alpine foreland. Tectonophysics, 137, 420 p.

Ziegler, P.A., 1990 . Geological Atlas of Western and Central Europe. 2nd. Ed. Shell International Petroleum Mij. B.V., distributed by Geological Society, London, Publishing House, Bath, 239 p.

Zoback, M. L., 1992 . First- and second-order patterns of stress in the lithosphere: The World Stress Map Project. J. Geophys. Res., 97, 703-728.

Zweigel, J., Aigner, T., Luterbacher, H., 1998 . Eustatic versus tectonic controls on Alpine foreland basin fill: sequence stratigraphy and subsidence analysis in the SE German Molasse. In: Mascle, A., Puigdefabregas, C., Luterbacher, H.P., Fernandez, M. (Eds.), Cenozoic Foreland Basins of Western Europe. Geological Society London, Spec. Publ., 134, 299-323.

Fig. 1 : Répartition des reliefs actuels du massif bohémien (MNT SRTM3) et dénomination des massifs régionaux. Variantes de noms des massifs régionaux (thèque-allemand-anglais) : Krkonose-Riesengebirge-Giant Mountains ; Krusné Hory-Erzgebirge-Ore Montains ; Smrciny-Fichtelgebirge ; Ohre graben-Eger graben ; Cesky Les-Oberpfälzer Wald-Upper Palatinate Forest ; Sumava-Böhmerwald-Bayerischer Wald-Waldviertel.

Fig. 2 : Carte structurale simplifiée du massif bohémien et des domaines de bassins

environnants (d’après Verner et al., 2006 ; Dallmeyer et al., 1995 ; International Geological Map of Europe and Adjacent Areas, 2005).

Fig. 3 : Carte interpolée des âges TFA du domaine bohémien prenant en compte l’ensemble

des données TFA de cette étude ainsi que celles de la littérature (Wagner et al., 1989 ; Bischoff, 1993 ; Hejl et al., 1997 ; Thomson et Zeh, 2000 ; Glasmacher et al., 2002 ; Suchy et al., 2002 ; Hejl et al., 2003 ; Ventura et Lister, 2003 ; Aramowicz et al., 2006 ; Filip et al., 2007 ; Ventura et al., 2009 ; Danisik et al., 2010). La localisation et le code des échantillons sont représentés par des étiquettes à fond noir. Les structures tectoniques (d'après Zeman, 1978 ; Malkovski, 1979 ; Geological map of the Czech Republic, 1993) sont surimposées à la carte.

Fig. 4 : Structure en bloc et localisation des principaux systèmes de failles du massif de Bohême

(d'après Zeman, 1978 ; Malkovski, 1979 ; Geological map of the Czech Republic, 1993). ISF: Intra-Sudetic Fault ; SMF: Sudetic Marginal Fault ; EFZ: Elbe Fault Zone (Lusatian fault) ; LF: Litomerice Fault ; KHF: Krusné Hory Fault ; MLF: Marianské Làzné Fault ; PhF: Pfahl Fault ; DaF: Danube Fault ; FF: Franconian Fault ; WBSZ: West-Bohemian Shear Zone ; CBSZ: Central-Bohemian Shear Zone.

Fig. 5 : Diagramme des âges TFA en fonction des altitudes des affleurements échantillonnés. Fig. 6 : Carte interpolée des moyennes de longueurs de traces du domaine bohémien prenant

en compte l’ensemble des données TFA de cette étude ainsi que celles de cette de la littérature (même référence que Fig. 3).

Fig. 7 : Distribution des âges (U-Th)/He sur le massif de Bohême. Fig. 8 : Synthèse comparative entre les histoires thermiques régionales du domaine bohémien

depuis le début du Mésozoïque. Cinq grands évènements thermiques s’observent. Les courbes noires représentent les meilleurs chemins thermiques. Les colonnes blanches correspondent aux contraintes de terrain de nature stratigraphique ou géomorphologique (discordance, surface d’érosion). Les colonnes en grisées correspondent aux contraintes imposées (d’après les indices de transgression) pour obtenir des résultats de simulations (tests statistiques) de bonne qualité en accord avec le contexte géologique local. Les aires en grisée hachurées indiquent la zone où l’histoire thermique modélisée est incertaine. Les numéros correspondent aux contraintes décrites en IV.3.1.

Fig. 9 : Reconstitutions des surfaces émergées du domaine bohémien réparties en cinq

périodes géologiques (A : Jurassique ; B : Crétacé inférieur ; C : Crétacé supérieur ; D : Crétacé terminal-Paléogène inférieur ; E : Oligocène-Miocène inférieur). Les données TFA, de paléoaltérations ainsi que les enregistrements sédimentaires disponible en littérature ont été prise en compte (Schröder, 1968 ; Lippert et al., 1969 ; Zelenka, 1980 ; Malkovski, 1980, 1987 ; Meyer, 1981 ; Schroder, 1987 ; Zelenka, 1981 ; Störr, 1983 ; Bosak, 1987 ; Klein, 1990 ; Geological Map of the Czech Republic, 1993 ; Malzer et al., 1993 ; Bayerisches Geologisches Landesamt, 1996a, b ; Bosak, 1997, 2008 ; Schröder et al., 1997 ; Thomson et al., 1997 ; Daldez, 2001 ; Migon et Lidmar-Bergström, 2001 ; Glasmacher et al., 2002 ; Kempf et al., 2002 ; Suchy et al., 2002 ; Hejl et al., 2003 ; Jacobs et Breitzkreuz, 2003 ; Ventura et Lister, 2003 ; Wiese et al., 2004 ; Čech et al., 2005 ; Aramowicz et al., 2006 ; McCann, 2008 ; Filip et al., 2007 ; Ventura et al., 2009 ; Danisik et al., 2010).

Fig. 10 : (A) Vue topographique de l’encaissement du Danube dans les terrains cristallins de la

bordure Sud bohémienne. Il est aisé d’imaginer le prolongement en biseau des dépôts molassiques sur le socle vers le Nord, puis leur disparition suite à l’encaissement du réseau hydrographique et l’exhumation du socle qui l’accompagne. (B) Simulation sur MNT d’un remplissage plus important et débordement sur le socle Sud bohémien des dépôts molassiques.

Fig. 1

Fig. 2

Fig. 3

Fig. 4 Fig. 5

Fig. 6 Fig. 7

Fig. 8

Supplément WEB Fig. 9

Fig. 10

Tab. 1-2 : Samples details and results including sampling locality, coordinates, elevation, stratigraphical, lithology and apatite fission track resultsa. Tab. 3-4 : Apatite (U-Th)/He resultb of the bohemian massif.

Tab. 1

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rous

-Dev

onia

n)gr

anite

255.

622

4318

3.74

528

765.

565

1677

83

135±

610

09.

85±2

.22

1.20

±0.0

5

IB34

Bay

eris

cher

Wal

dso

uth-

wes

t B

ohem

e49

.09

12.4

160

0V

aris

can

(Ear

ly C

arbo

nife

rous

-Dev

onia

n)gr

anite

(±

porp

hyriq

ue)

105.

180

1321

2.81

671

85.

579

1677

847

165±

964

10.5

5±2.

041.

06±0

.08

IB35

Bay

eris

cher

Wal

dso

uth-

wes

t B

ohem

e49

.21

12.5

740

0V

aris

can

(Ear

ly C

arbo

nife

rous

-Dev

onia

n)le

ucog

rani

te4

3.52

354

62.

135

331

5.59

416

778

3414

8±11

1910

.27±

1.49

1.13

±0.0

5

IB36

Bay

eris

cher

Wal

dso

uth

Boh

eme

48.9

613

.155

5V

aris

can

(Ear

ly C

arbo

nife

rous

-Dev

onia

n)G

rani

te22

2.27

914

452.

584

1638

5.60

916

778

9280

±435

11.1

4±2.

301.

09±0

.04

IB38

Bay

eris

cher

Wal

dso

uth

Boh

eme

48.7

713

.34

550

Var

isca

n (E

arly

Car

boni

fero

us-D

evon

ian)

por

phyr

ic g

rani

te20

1.44

271

51.

782

884

5.62

316

778

4074

±414

10.7

3±1.

930.

94±0

.07

IB39

Bay

eris

cher

Wal

dso

uth

Boh

eme

48.7

13.5

857

0V

aris

can

(Ear

ly C

arbo

nife

rous

-Dev

onia

n)an

atex

ial g

rani

te4

1.01

513

20.

777

101

5.63

816

778

8911

9±16

0-

1.11

±0.0

4

IB40

Bay

eris

cher

Wal

dso

uth

Boh

eme

48.4

513

.46

350

Var

isca

n (E

arly

Car

boni

fero

us-D

evon

ian)

anat

exia

l gra

nite

155.

717

2201

3.24

412

495.

653

1677

830

160±

711

310

.05±

2.19

1.21

±0.0

4

IB41

Sou

th b

ohem

ian

plut

on/W

aldv

iert

elso

uth

Boh

eme

48.3

714

.48

440

Var

isca

n (C

arbo

nife

rous

-Dev

onia

n)an

atex

ial g

rani

te5

2.26

033

92.

587

388

5.66

716

778

7380

±67

12.1

8±1.

421.

17±0

.10

IB42

Sou

th b

ohem

ian

plut

on/W

aldv

iert

elso

uth

Boh

eme

48.5

314

.58

910

Var

isca

n (C

arbo

nife

rous

-Dev

onia

n) p

orph

yric

gra

nite

260.

988

1422

0.79

011

385.

682

1677

823

114±

64

9.22

±3.1

00.

96±0

.10

IB47

Sou

th b

ohem

ian

plut

on/W

aldv

iert

elso

uth

Boh

eme

48.5

615

.04

755

Var

isca

n (E

arly

Car

boni

fero

us-D

evon

ian)

biot

itic

gran

ite23

2.44

519

070.

790

1710

5.71

116

778

9510

3±4

469.

29±2

.18

1.0

8±0.

04

Lat

. N

Long

. E

WG

S-8

4

Tab. 3

Sample code Nc4He ech

(cc at STP)Ft Weight (µg) 238U (ppm) 232Th (ppm) eU (ppm) Th/U

Unc. age(Ma)

Cor. age ± 1 σ(Ma)

Average ± Std. Dev.(Ma)

YG01#01 1 2.56E-09 0.80 9.77 11.64 21.45 16.79 1.89 129.6 161.7±17.3 159±19YG01#02 1 8.42E-10 0.67 3.18 12.00 24.31 17.83 2.08 123.6 185.4±30.3YG01B#1 2 6.56E-10 0.69 2.46 17.24 35.04 25.82 2.03 112.5 163.0±21.0YG01B#2 2 1.62E-09 0.76 5.98 20.67 29.55 27.91 1.43 103.2 135.8±15.9YG01B#3 1 1.50E-10 0.68 1.19 19.66 34.29 28.06 1.74 100.0 147.1±21.5

YG06#3 2 1.19E-10 0.62 1.71 11.27 16.20 15.15 1.47 38.3 61.5±15.9 93±27YG06#4 2 2.08E-10 0.69 3.98 5.48 6.81 7.12 1.27 60.9 88.1±14.4YG06B#1 2 2.36E-10 0.70 3.48 6.09 4.70 7.24 0.77 88.3 126.1±19.9YG06B#2 2 3.72E-10 0.62 2.94 16.26 24.46 22.25 1.50 59.6 96.1±12.3

YG10#1 1 1.34E-10 0.71 2.50 6.50 21.60 11.68 3.39 38.0 53.3±13.4 63±13YG10B#3 1 4.80E-10 0.72 7.65 9.87 2.46 10.47 0.25 52.0 72.2±9.0

YG21#1 2 1.96E-09 0.75 4.80 159.10 8.90 161.24 0.06 100.3 133.2±13.3 187±47YG21B#1 1 1.28E-09 0.85 9.11 6.23 18.54 10.78 2.97 174.9 205.8±25.2YG21B#2 2 1.81E-09 0.76 7.17 11.20 47.53 22.84 4.24 168.0 221.1±26.0

YG22#1 2 3.56E-10 0.69 3.22 15.19 22.16 20.51 1.50 44.9 65.0±2.6 75±10YG22#2 2 1.57E-09 0.75 7.02 23.98 22.65 29.42 0.97 63.0 84.5±1.9YG22#3 2 8.52E-10 0.70 4.06 25.56 32.96 33.47 1.32 52.1 74.3±2.0

YG24#1 1 3.69E-09 0.79 6.14 13.69 22.48 19.09 1.68 261.2 329.8±25.1 341±16YG24#2 3 5.66E-09 0.77 8.65 11.79 34.48 20.07 3.00 271.7 352.9±27.3

CZ01#1 1 8.16E-09 0.87 20.68 12.30 9.44 14.57 0.79 224.3 259.2±19.1 248±15CZ01#2 2 3.66E-11 0.75 5.28 0.20 0.57 0.33 2.96 177.2 237.8±59.6

CZ03#1 2 4.38E-09 0.78 5.07 34.40 38.20 43.57 1.14 164.4 210.8±15.8 205±24CZ03#2 2 3.12E-09 0.67 3.63 37.20 44.00 47.76 1.21 149.4 223.0±17.1CZ03#4 2 2.61E-09 0.71 3.83 38.80 34.60 47.10 0.91 119.9 167.7±13.3CZ03B#1 2 3.68E-09 0.68 4.32 40.97 34.47 49.42 0.84 165.9 243.9±28.2CZ03B#3 2 3.60E-09 0.74 5.74 33.55 27.86 40.38 0.83 150.0 202.8±23.3CZ03B#4 2 1.83E-09 0.71 2.94 36.43 31.36 44.11 0.86 134.4 189.3±13.2CZ03B#5 2 3.01E-09 0.71 4.90 35.27 29.69 42.54 0.84 139.4 196.4±13.0

CZ05#1 1 4.13E-09 0.77 6.42 28.72 3.46 29.55 0.12 180.0 232.5±18.9 231±10CZ05#2 1 4.31E-09 0.81 6.79 28.09 3.92 29.03 0.14 180.8 224.6±17.7CZ05#3 1 9.07E-09 0.82 12.50 28.95 4.83 30.11 0.17 199.3 242.0±18.3CZ05#4 2 6.30E-09 0.74 5.63 50.28 8.64 52.36 0.18 176.9 239.1±21.7CZ05#5 3 7.37E-09 0.71 6.71 55.26 15.69 59.03 0.29 154.0 216.5±20.6

CZ06#1 2 1.05E-08 0.76 4.80 89.20 8.50 91.24 0.10 197.3 261.0±19.2 272±15CZ06#2 1 1.72E-08 0.80 9.77 61.00 12.80 64.07 0.22 226.8 282.8±20.1

CZ08#1 2 7.28E-09 0.72 4.59 307.10 239.00 364.46 0.80 165.7 165.7±12.6 198±23CZ08#3 2 6.73E-09 0.75 6.03 302.80 175.70 344.97 0.60 161.6 215.9±16.0CZ08B#1 2 6.75E-09 0.74 5.62 61.07 34.00 69.40 0.56 159.0 214.8±24.3CZ08B#2 2 6.46E-09 0.70 4.79 81.48 51.34 94.06 0.63 133.2 190.3±21.4CZ08B#3 2 8.96E-09 0.77 8.77 48.27 32.21 56.16 0.67 171.6 222.8±25.1CZ08B#5 2 3.15E-09 0.70 3.28 60.61 41.80 70.85 0.69 126.0 180.0±20.7

CZ15#1 2 1.25E-09 0.74 5.64 94.90 9.10 97.08 0.10 106.5 143.5±18.3 142±15CZ15#3 2 1.09E-09 0.69 3.60 81.50 11.00 84.14 0.14 106.7 155.3±18.0CZ15#4 2 1.75E-09 0.73 4.97 154.10 15.70 157.87 0.10 91.8 126.3±15.6

CZ18#2 2 5.99E-09 0.78 7.39 53.49 7.10 55.19 0.14 121.4 156.5±2.6 155±16CZ18#3 3 2.38E-09 0.75 8.61 17.26 2.51 17.86 0.15 127.8 171.3±3.7CZ18#4 3 3.11E-09 0.68 4.65 56.01 10.51 58.53 0.19 94.5 138.5±2.5

CZ23#1 2 2.08E-09 0.72 3.94 217.10 214.50 268.58 1.01 64.1 89.4±7.3 87±6CZ23#2 2 1.96E-09 0.66 3.15 213.90 214.50 265.38 1.01 61.3 92.5±8.5CZ23#3 2 4.56E-09 0.73 6.11 495.80 600.10 639.82 1.24 59.1 80.5±6.2

CZ26#2 2 3.74E-09 0.76 5.44 425.30 11.20 427.99 0.03 72.3 95.7±10.3 96±1CZ26#3 2 2.88E-09 0.74 4.90 330.30 13.90 333.64 0.04 71.4 96.5±7.5CZ26#4 1 3.86E-09 0.81 6.17 408.30 7.90 410.20 0.02 77.8 96.2±7.1

CZ32#1 2 1.14E-09 0.67 2.88 75.80 391.00 169.64 5.29 56.2 84.0±10.3 73±12CZ32#2 1 1.84E-09 0.69 2.73 307.10 239.00 364.46 0.80 41.8 60.5±5.4CZ32#4 3 2.29E-09 0.75 5.38 302.80 175.70 344.97 0.60 55.0 73.7±5.8

b Nc - number of dated apatite crystals ; Ft - alpha recoil correction factor after Farley et al. (1996) and Hourigan et al. (2005) ; eU – effectiveconcentration [eU=U+0,235Th] ; Unc. age - uncorrected He age ; Cor. age - corrected He age ; Std. Dev. - Standard deviation.

Tab. 4

Sample code Nc4He ech

(cc at STP)Ft Weight (µg) 238U (ppm) 232Th (ppm) eU (ppm) Th/U

Unc. age(Ma)

Cor. age ± 1 σ(Ma)

Average ± Std. Dev.(Ma)

IB01#1 1 4.09E-09 0.82 12.79 20.30 60.01 34.70 3.03 76.6 93.3±7.5 91±4IB01#3 2 2.74E-09 0.77 11.50 19.31 34.68 27.63 1.84 71.7 93.5±7.9IB01#4 1 1.07E-09 0.81 5.89 15.34 26.29 21.65 1.76 70.0 86.9±8.2

IB02#1 2 2.52E-09 0.75 8.73 22.32 46.73 33.53 2.15 71.4 94.6±8.4 102±23IB02B#1 1 2.39E-09 0.83 14.36 12.99 0.10 13.01 0.01 105.5 127.1±14.8IB02B#3 3 1.17E-09 0.68 4.70 34.30 53.77 47.47 1.57 56.7 83.3±9.6

IB05#1 3 1.55E-09 0.69 6.80 26.43 1.99 26.91 0.08 70.2 101.7±9.5 96±9IB05B#2 2 8.18E-09 0.72 5.38 174.67 5.63 176.05 0.03 71.5 99.3±11.1IB05B#4 1 1.99E-10 0.80 3.99 57.89 1.65 58.30 0.03 68.7 85.9±9.9

IB10#1 1 9.36E-10 0.79 5.91 27.08 30.17 34.47 1.11 46.5 58.9±7.1 58±1IB10#2 2 1.85E-09 0.82 11.74 26.91 26.24 33.33 0.98 47.3 57.7±6.9

IB14#1 1 2.41E-09 0.69 1.61 79.92 22.22 85.36 0.28 150.0 217.4±26.1 196±31IB14B#1 1 3.07E-09 0.71 2.99 67.42 17.86 71.80 0.26 123.4 173.8±10.5

IB19#1 1 2.82E-10 0.76 2.07 14.08 8.41 16.14 0.60 75.8 99.7±11.8 111±23IB19B#1 1 6.76E-10 0.84 9.70 4.65 2.55 5.27 0.55 121.9 145.1±12.4IB19B#2 2 2.88E-10 0.68 2.55 11.88 21.10 17.05 1.78 70.6 103.8±6.5IB19B#3 1 2.15E-09 0.85 12.64 14.39 196.02 61.43 13.62 80.4 94.5±5.7

IB21B#2 1 1.39E-09 0.69 1.67 113.62 51.47 125.97 0.45 57.8 83.7±5.0 83±1IB21B#3 1 1.68E-09 0.67 2.51 94.42 51.23 106.72 0.54 55.4 82.6±5.0

IB22#1 2 2.54E-09 0.74 5.39 57.29 5.31 58.59 0.09 67.5 91.2±10.8 113±26IB22B#1 2 5.01E-09 0.78 7.43 59.50 8.59 61.61 0.14 92.9 119.1±7.2IB22B#2 2 5.61E-09 0.72 5.28 81.44 8.98 83.64 0.11 107.0 148.5±9.0IB22B#3 1 6.13E-09 0.85 12.90 48.09 18.74 52.69 0.39 80.8 95.0±5.7

IB44#1 2 5.38E-09 0.78 15.12 13.74 1.67 14.15 0.12 212.6 272.6±16.5 280±6IB44#3 1 1.52E-11 0.81 10.58 0.05 0.08 0.07 1.60 229.3 283.1±52.2IB44#4 2 6.00E-10 0.81 15.40 54.02 138.62 87.29 2.57 229.2 282.9±17.0

IB47#1 1 3.38E-09 0.87 17.11 23.38 3.33 24.19 0.14 69.3 79.7±4.8 110±23IB47#2 1 3.30E-09 0.81 9.44 33.00 4.22 34.03 0.13 86.8 107.2±12.7IB47#3 3 3.32E-09 0.74 8.46 31.61 4.79 32.78 0.15 101.8 137.5±8.3IB47B#1 2 3.32E-09 0.79 12.44 29.27 6.48 30.86 0.22 74.8 94.7±5.7IB47B#2 2 5.67E-09 0.84 18.35 29.18 6.68 30.81 0.23 86.9 103.4±6.2IB47B#3 1 3.33E-09 0.74 5.28 50.64 7.67 52.52 0.15 101.8 137.5±8.3