La lithosphère continentale peut s'étirer selon trois modes (rift large, rift étroit et Core Complex). En Asie de l'Est, une extension continentale a eu lieu de la fin du Mésozoïque au Cénozoïque et ne semble correspondre à aucun des trois modes actuellement définis. Cette période est caractérisée par un amincissement lithosphérique exceptionnel (>100 km), la présence de MCC, de bassins sédimentaires et une importante activité magmatique. Basé sur une approche multi-échelles, ce travail vise à mieux comprendre les mécanismes à l'origine de cette déformation lithosphérique (jamais abordés) ainsi que du moteur de l'extension (encore vivement discuté). Pluridisciplinaire, cette étude apporte de nouvelles contraintes à partir de l'analyse de la déformation finie (ductile ou fragile), du magnétisme des roches (ASM, paléomagnétisme), de la géochronologie (U/Pb sur zircon et 40Ar/39Ar sur monograins) et de la gravimétrie. Différents objets reconnus, révélant des quantités d'extension différentes (MCC vs. pluton cisaillé), montrent que la croûte continentale se déforme de manière très localisée, par la mise en place de larges dômes extensifs séparant des domaines de « radeaux » ou « boudins » présentant une déformation faible à nulle. Par comparaison des données crustales et mantelliques (tomographie sismique, géochimie) disponibles, cette étude met en évidence que l'amincissement lithosphérique reconnu pour le Mésozoïque est principalement lié à un important flux thermique du manteau, l'extension n'ayant qu'un rôle limité dans cet amincissement (<20%). En outre, eu égard au gradient géothermique exceptionnellement élevé de la région, à la fin du Mésozoïque, il semble très probable que des MCC puissent s'être développés sans épaississement préalable de la croûte. L'analyse comparée des directions d'étirement dans la croûte et dans le manteau met en évidence le rôle majeur de la subduction des panneaux plongeants le long de la marge est-asiatique. Un modèle géodynamique a été proposé montrant le rôle du retrait successif des panneaux plongeants couplé à un phénomène d'érosion thermique de la lithosphère.

Dans le secteur de Taxco-Zihuatanejo (Mexique méridional) affleurent six séquences volcano-sédimentaires et/ou volcano-plutoniques d'arc datées du Jurassique supérieur au Crétacé inférieur qui se sont accrétées au craton nord-américain à la fin du Crétacé inférieur. La séquence de Taxco-Taxco Viejo comprend des andésites, des dacites et des rhyolites calco-alcalines interstratifiées dans une sédimentation exclusivement détritique. Elle est affectée par un métamorphisme syncinématique de basse température (221-276°C). Cette formation représente vraisemblablement le témoin d'un arc insulaire édifié sur un substratum continental. La séquence de Teloloapan comprend des pillow lavas basiques surmontés en concordance par des dépôts volcanoclastiques à lentilles de calcaires récifaux de l'Aptien et des calcaires récifaux de Aptien-Albien. Elle est affectée par deux métamorphismes de bas degré : (1) hydrothermal océanique et (2) syn-cinématique. Le volcanisme comprend surtout des basaltes et des andésites calco-alcalins avec de rares roches acides (andésites et rhyolites tholéïtiques). Comparées aux séries calco-alcalines d'arc intraocéanique, les basaltes et andésites sont enrichis en HFSE et LREE. Les basaltes et andésites présentent des différences géochimiques et un eNd compris entre +4,6 et +1,6. Cette séquence s'est développée dans un environnement d'arc insulaire intra-océanique. La séquence plutono-volcanique d'Arcelia comprend un ensemble plutonique qui repose en klippe sur des basaltes en coussins recoupés par des filons basiques. La sédimentation est soit micritique au sein de la pile volcanique soit pélitique à radiolaires au sommet et datée de l'Albien-Cénomanien. Laves et filons sont affectés par un métamorphisme statique et hydrothermal prehnite-pumpellyite. Les roches basiques d'Arcelia, y compris les rhyolites, montrent des affinités de tholéïte typique d'arc insulaire intra-océanique (eNd compris entre +8 et +6). La séquence de Huetamo représente le comblement d'un bassin fortement subsident qui se développe entre des îles volcaniques appartenant à un environnement d'arc insulaire. La séquence volcano-sédimentaire de Zihuatanejo albo-cénomanienne est composée de pyroclastites et de laves calco-alcalines déjà différenciées, associées à des calcaires récifaux et/ou des couches rouges continentales. Le complexe de subduction de Las Ollas comprend des blocs de roches basiques et ultrabasiques enchâssés dans une matrice de serpentine ou de flysch. Ces blocs sontaffectés par un métamorphisme HP-BT. Les roches basiques montrent des affinités de tholéïtes d'arc, appauvries en terres rares légères. Leurs caractères géochimiques communs suggèrent qu'elles représentent des fragments dissociés d'un croûte supérieure d'un arc insulaire intra-océanique, formée aux tous premiers stades de l'activité de l'arc. Les affinités magmatiques des séries d'arc mésozoïques du "Guerrero terrane" sont très diversifiées à la fois d'une séquence à l'autre et à l'intérieur d'une même séquence. Cependant, deux ensembles peuvent être reconnus : (1) des tholéïtes d'arc appauvries à légèrement enrichies en LREE, composées exclusivement de basaltes et de leurs filons nourriciers et présentes à Arcelia et Las Ollas; quelle que soit la séquence, des cumulats ultrabasiques et basiques sont tectoniquement associés aux laves; leur source mantellique appauvrie (eNd compris entre +8 et +5,5) est du type Lherzolite à spinelles; (2) des séries calco-alcalines enrichies ou appauvries en HFS. Les roches basiques prédominent dans la série calco-alcaline enrichie en HFS (Famille I), représentée par les basaltes et les andésites de l'Aptien-Albien de Teloloapan qui dérivent d'une source enrichie de "Type Lherzolite à grenat". La série appauvrie en HFS (eNd compris entre +9 et +7,5) est représentée par les andésites de Zihuatanejo et les galets de l'Aptien-Albien de Huetamo (Famille II) qui dérivent d'une source mantellique appauvrie, identique à celle des tholéïtes mais avec des taux de fusion partielle moins élevés. Enfin la famille III regroupe les laves de Taxco et présente des caractères intermédiaires entre les familles I et II. Ainsi, les séquences magmatiques orogéniques du "Guerrero terrane" reflètent la complexité de cet arc ou de ces arcs qui, néanmoins, ont fonctionné pratiquement en même temps.

Les érymides sont des crustacés décapodes marins ayant une morphologie comparable à celle des homards actuels. Ils sont regroupés au sein d’une unique famille, les Erymidae Van Straelen, 1925, caractérisée par la présence d’une plaque intercalaire dorsale. Ces crustacés sont présents dès la fin du Permien. Ils se sont diversifiés et répandus dans le monde entier au Jurassique et ont perduré jusqu’au Paléocène. Ils sont particulièrement abondants au Jurassique, fossilisés dans des dépôts issus d’environnements variés : de faible profondeur – comme les calcaires lithographiques de Solnhofen (Allemagne) –, très profonds – comme La Voulte (France) –, ou encore dans différents milieux de plate-forme – comme le Terrain à Chailles (France). Depuis les premières descriptions d’érymides, au début du XIXe siècle, de nombreux auteurs se sont attachés à décrire de nouvelles formes et à tenter d’élucider les affinités phylogénétiques de ces crustacés éteints. Ces nombreux travaux ont abouti à l’installation et à la propagation de confusions rendant douteuse la systématique des érymides tant au niveau des genres que des espèces. Ces problèmes taxinomiques particulièrement marqués chez les érymides — on parle d’ailleurs de « problème érymidien » — sont accompagnés d’un débat sur leur classification au sein des Pleocyemata. Jusqu’au début du XXIe siècle, la majorité des auteurs les classaient dans l’infraordre des Astacidea mais de récentes analyses phylogénétiques suggèrent l’intégration des érymides au sein des Glypheidea. Une autre étude a même abouti à la remise en cause du statut éteint des érymides. En effet, Schram & Dixon (2004) ont observé la plaque intercalaire sur l’actuel Enoplometopus A. Milne Edwards, 1862. Leur analyse a ensuite conduit au regroupement de cette forme actuelle avec les érymides au sein d’un même clade nommé Erymida. Les objectifs de cette thèse sont donc de remédier aux problèmes taxinomiques des érymides, d’élucider leurs affinités phylogénétiques et d’apporter des éléments permettant de mieux comprendre leur mode de vie et leur succès évolutif. Pour ce faire, une révision systématique aussi exhaustive que possible, appuyée sur l’étude de plus d’un millier de spécimens, a été réalisée. Elle a permis d’homogénéiser la description des 6 genres et des 75 espèces reconnues et d’identifier les caractères nécessaires à l’étude phylogénétique. L’arbre obtenu montre clairement que les érymides constituent un groupe particulier d’Astacidea auquel Enoplometopus n’appartient pas. De plus, la topologie de l’arbre de strict consensus soutient une refondation complète de la systématique du groupe. D’une unique famille, les érymides se retrouvent désormais répartis dans deux familles, distinguées par la présence/absence de la zone post-orbitaire : les Enoploclytidae n. fam. et les Erymidae. Cette dernière est d’ailleurs elle-même divisée en sous-familles, Eryminae Van Straelen, 1925 et Tethysastacinae n. s.–fam., en raison de l’architecture très simple des sillons de la carapace de Tethysastacus Devillez et al., 2016 comparée à celle des autres genres. Cette étude a aussi été l’occasion de formuler des hypothèses paléobiogéographiques qui demeurent, hélas, en grande partie spéculatives et incomplètes du fait des importantes discontinuités géographiques et stratigraphiques du registre fossile. Les observations de stades larvaires, des yeux, de la morphologie des pinces, de pores cuticulaires et de la variabilité intraspécifique chez certains spécimens ont également permis, en s’appuyant sur les formes actuelles, d’émettre des hypothèses sur le mode de vie de ces crustacés disparus. Enfin, la grande tolérance environnementale déduite des différentes formations géologiques ayant livré des érymides fossiles est probablement une des clés de leur succès au Mésozoïque et soulève la question des raisons de leur extinction. / Erymids are marine decapod crustaceans with a morphology close to that of extant lobsters. They are grouped within an unique family, Erymidae Van Straelen, 1925, based on the presence of a characteristic intercalated plate. These crustaceans were already present in the Permian, have become diversified and widespread during the Jurassic and have lasted until the Paleocene. The erymids are abundant during the Jurassic. They fossilized in deposits from various paleoenvironments: shallow water environments – like lithographic limestones from Solnhofen (Germany) –, from deep environments – like in La Voulte (France) –, and also from different platform environments – like the Terrain à Chailles (France). Since the first descriptions of erymids in the first part of the XIXth century, numerous authors have described new species and have attempted to establish the phylogenetic affinities of these extinct crustaceans. This high number of studies resulted with the apparition and propagation of confusions. So, the systematics of the erymids has become doubtful at both generic and specific levels. These taxonomic problems strongly affecting the erymids — the so called « erymidian problem » — are increased by their uncertain phylogenetic relationships among the Pleocyemata. Until the XXIst century, most of the authors classified the erymids within the infraorder Astacidea but recent phylogenetic analyses suggest an integration within Glypheidea. Moreover, a study has led to question the extinct status of the erymids. Indeed, Schram & Dixon (2004) have observed an intercalated plate in the extant Enoplometopus A. Milne Edwards, 1862. Their analysis has resulted with the clustering of this extant lobster together with the erymids within a same clade named Erymida. So, the purposes of this thesis are to rectify the taxonomic problems of the erymids, to elucidate their phylogenetic affinities and to provide observations which enable a better comprehension of their lifestyles and their evolutionary success. To reach these goals, a systematic review, supported by the examination of more than a thousand specimens, has been done. It has resulted in a homogenisation of the descriptions of the 6 genera and 75 species herein recognized and in the identification of useful characters for the phylogenetic study. The phylogenetic tree obtained clearly shows that erymids form a particular group of Astacidea and that Enoplometopus does not belong to this group. Moreover, the topology of the strict consensus tree supports a new systematic building of the group. From a unique family, the erymids are now spread into two families supported by the absence/presence of a post-orbital area: Enoploclytidae n. fam. and Erymidae. The last is also divided in subfamilies, Eryminae Van Straelen, 1925 and Tethysastacinae n. s.-fam., based on the very simple carapace groove pattern of Tethysastacus Devillez et al., 2016. This new study on the erymids was also an occasion to provide some paleobiogeographic hypotheses. But, unfortunately, they remain speculative and incomplete due to geographic and stratigraphic discontinuities of the fossil record. Observations of larval stages, of eyes, of P1 chela morphologies, of cuticular pores, and of intraspecific variability on some specimens have also enabled comparisons with extant forms. These observations led to provide hypotheses on the lifestyle of these extinct lobsters. Finally, the strong environmental tolerance was probably one of the keys of the success of the erymids during the Mesozoic but raised interrogations about the reasons of their extinction.

La ceinture orogénique de Longmenshan (LMTB) constitue la frontière orientale du plateau tibétain, qui est reconnue par sa topographie escarpée, son activité tectonique intensive ainsi ses la complexité de ses structures. Comme une orogène typique, le LMTB a subi une forte déformation intracontinentale au cours du Mésozoïque. Ainsi, la connaissance sur l’évolution tectonique du Mésozoïque de la LMTB est cruciale pour comprendre l’orogenèse intracontinentale et la surrection du plateau tibétain. Une ceinture de clivage verticaux divise la LMTB en une zone occidentale et une orientale. La Zone orientale présente un top-to-SE cisaillement tandis que la zone occidentale présente un top-to-NW cisaillement. La zone orientale peut être subdivisée en quatre sous-unités avec de foliations orientées du SE au NW. Le granite syntectonique et les données géochronologiques contraignent cette déformation principale au Mésozoïque inférieur (environ 219 Ma). L’analyse structurale, l’AMS, l’étude microstructurale et la modélisation gravimétrique sur le complexe de Pengguan, l’un des complexes de l’orogène néoprotérozoïques au milieu de segment de la LMTB), révèlent une structure des slices du socle imbriquées de la LMTB et la zone adjacente. Les âges connus, l’exhumation rapide localisée et la subsidence du bassin flextual suggèrent que les slices du socle sont imbriquées au cours du Mésozoïque supérieur (166-120 Ma). La LMTB se trouve loin de la limite de la plaque contemporaine, et est absence de matériel ophiolitique, donc elle peut être considéré comme une orogène intracontinentale. Pendant le début du Mésozoïque, le Yangtze plate subductait vers l’ouest en fermant l’océan paléo-Téthys. Cette tectonique a exhumé des matériaux de différentes profondeurs en surface par des chevauchements vers le SE et chevauchements arrières vers le NW. Au cours de la fin du Mésozoïque, le socle a été soulevé davantage en raison de la collision entre les blocs de Lhasa et de l’Eurasie, qui a conduit à une imbrication des slices du socle et épaissi la croûte. / The Longmenshan Thrust Belt (LMTB), constituting the eastern boundary of the Tibetan Plateau, is well known by its steep topography, intensive tectonic activities and the complicated structures. As a typical composite orogen, the LMTB experienced extensive intracontinental deformation during the Mesozoic. The knowledge on the Mesozoic tectonic evolution of the LMTB therefore is crucial to understand the intracontinental orogeny and uplifting of the Plateau. The vertical cleavage belt divides the LMTB into a Western Zone and an Eastern Zone. The Eastern Zone displays a top-to-the-SE shearing while the western zone a top-to-the-NW shearing. The Eastern Zone can be further divided into four subunits with foliations deepening from SE to NW. The syntectonic granite and published geochronologic data constrain this main deformation to the Early Mesozoic around 219 Ma. Structural analysis, AMS and microstructural study and gravity modeling on the Pengguan complex, one of the orogen-parallel Neoproterozoic complexes located in the middle segment of the LMTB, reveal a basement-slice imbricated structure of the LMTB and adjacent areas. Published ages, localized fast exhumation rate and flexural subsidence of the foreland basin suggest that the basement-slices imbricated southeastwards during Late Mesozoic (166-120 Ma). The LMTB is far away from the contemporaneous plate boundary and devoid of ophiolite-related material, therefore, it is supposed to be an intracontinental orogen. During the Early Mesozoic, the Yangtze basement underthrusted westwards due to the far-field effect of the Paleo-Tethys’ obliteration, and the materials in different structural levels have been exhumated to the surface by southeastward thrusting and contemporaneous backward thrusting. During the Late Mesozoic, the basement is further underthrusted due to the collision between the Lhasa and Eurasia blocks, which led to SE-ward imbrication of the basementslices that may thicken the crust.

Ce travail s'inscrit dans le cadre de l'étude de la naissance et de l'évolution de la Tethys mésozoïque et de sa marge continentale européenne. Il concerne les effets de la période pré-océanique (Trias) et ceux de la transition au rifting (Lias inférieur), observables dans les sédiments de la bordure occidentale du Pelvoux. L'analyse des sédiments triasiques et liasiques a permis de distinguer les formations successives suivantes : 1 à 4 Trias : 1) Grès de base peu épais, ils proviennent de l'altération du cris tallin sous-jacent. 2) Formation carbonatée médiane (20 m environ), : bancs dolomitiques (parfois calcaires). La présence de pseudomorphoses de nodules d'anhydrite et de cristaux de gypse, de fentes de dessication, de bioturbations etc. indique un dépôt en milieu lagunaire supratidal, à tendance réductrice et sans courants importants. Elle est datée de la limite Trias moyen - Trias supérieur 3) Formation des schistes noirs (1 à la m) : ce sont des dépôts détritiques fins ne présentant pas de stratifications entrecroisées, associés à de petits bancs dolomitiques dépôt dans des lacs de faible profondeur. 4) Formation argilo-carbonatée supérieure (10 à 60 m , y compris les coulées spilitiques) : alternance d'argilites rouges ou vertes et de bancs dolomitiques et/ou calcaires. On y observe des intercalations de coulées spilitiques, remplaçant même tous les sédiments vers le haut de la formation. La présence de nodules dolomitiques, de couleurs de marmorisation, dans les argilites , de fentes de dessication et de laminations algaires, dans les dolomies ou les calcaires indique un domaine de sédimentation supratidal composé d'une juxtaposition de zones faiblement immergées avec ou sans courant et de zones émergées. 5-6 LIAS 5) Hettangien inférieur (ou Rhétien?) : 0 à 15 m ; alternance de calcaires souvent lumachelliques et de marnes ou d'argilites vertes: milieu de sédimentation variant d'un domaine intertidal marin ouvert à supratidal. Hettangien supérieur : Calcaires bioclastiques en bancs demi-métriques : milieu de sedimentation dans un domaine subtidal marin ouvert. 6) Sinémurien : alternance bien réglée de bancs décimétriques de marnes et de calcaires de type mudstone : ils se sont déposés en milieu marin franc et indiquent un approfondissement du bassin de sédimentation. La cartographie et la mise en évidence de variations lithologiques entre les coupes ont permis de reconstituer l'histoire tectono-sédimentairë suivante : 1) les premiers dépôts triasiques moulent une paléotopographie anté-triasique composée de petits reliefs ne dépassant pas une quinzaine de mètres de dénivelée. 2) la tectonique triasique elle-même se manifeste essentiellement entre le début du dépôt de la formation 4 et l'Hettangien inférieur. C'est une tectonique distensive qui crée un réseau de failles normales*à faibles rejets, d'orientation subméridienne et N 65°-70°. Localement, on observe, centré sur un petit paléograben déterminé par des failles subméridiennes, un olistolithe intratriasique. Ailleurs, on a pu mettre en évidence un léger basculement du substratum. Enfin cette tectonique est immédiatement suivie par la mise en place de coulées volcaniques. Celles-ci cicatrisent, au Norien-Rhétien et à l'Hettangien inférieur, les structures triasiques. 3) Après une période d'érosion peu intense, la mer hettangienne envahit progressivement toute la région étudiée. La tectonique liasique se manifeste dès cette époque. Elle est distensive et est responsable de la subsidence, notamment de l'approfondissement brutal du bassin de sédimentation vers la limite Hettangien-Sinémurien. Elle donne naissance à des failles normales d'orientation grossièrement N-S qui sont associées à des basculements synsédimentaires du substratum et à la mise en place d'olistolithes. L'amplitude des mouvements verticaux est plus importante au Lias qu'au Trias .

Etude de plusieurs sites selon le contexte géologique, l'analyse minéralogique d'échantillons.

Cette étude est basée sur une approche multidisciplinaire qui vise à expliquer les différents aspects de la tectonique du nord de l'Égée. Pour cela, nous avons choisi d'étudier le bloc Chalkidiki en utilisant diverses méthodes géologiques. 1) Nous avons réalisé plusieurs campagnes de cartographie sur le terrain afin de mesurer la géométrie des structures tectoniques. Un aperçu de la géométrie structurale est donnée au travers d'une synthèse faite à partir de cartes régionales qui présente la géométrie des éléments plans et linéaires de la déformation. 2) Nous avons évalué l'intensité des conditions métamorphiques à l'aide de diagrammes de phases isochimiques calculés par minimisation de l'énergie libre de Gibbs. Sur la base de ces résultats, nous avons déduit l'existence d'un événement en faciès éclogitique, qui précède le faciès amphibolitique régional. 3) Nous avons alors effectué des datations haute- (U/Pb sur zircon et monazite) et moyenne-température (40Ar/39Ar sur micas). Ces ages ont ensuite été couplés avec des ages issus de la thermochronologie à basse température qui nous a permis de modéliser l'histoire thermique en utilisant un système d'inversion bayésienne. Les résultats de la modélisation ont permis de contraindre l'histoire thermique complète (T-t) de la zone d'étude depuis des hautes températures Crétacé jusqu'à la mise à l'affleurement à l'Eocène. 4) Nous avons modélisé l'évolution géologique Tertiaire du nord de la mer Égée par rapport à l'exhumation de la croûte inférieure pendant l'extension de type core complexe. À partir d'expériences analogiques nous avons testé si la dispersion gravitaire d'un prisme orogenique qui subit extension est un processus approprié pour le développement des core complexes dans le Rhodope lors de l'ouverture de la mer Égée. Notre analyse suggère que la localisation de déformation et le développement des core complexes à l'arrière de la zone touchée par l'extension est étroitement liée à la géométrie pré-effondrement du prisme orogénique. / This study is based around a multidisciplinary approach that aims to unravel different aspects of the tectonics of North Aegean. For that purpose we have selected to study the Chalkidiki block using a variety of geological methods. 1) We carried out several field mapping campaigns measuring the geometry of structural fabrics. An overview of the regional geometry is given in the compiled regional maps that illustrate the attitude of the measured planar and linear structural fabrics. 2) We evaluated the intensity of the metamorphic conditions using isochemical phase diagram sections calculated by minimisation of the Gibbs free energy. Based on our model results, we inferred the existence of an early eclogite-facies event before the regional amphibolite-facies overprint. 3) We performed high- (U/Pb in zircon and monazite) and medium-temperature (40Ar/39Ar on micas) geochronology coupled with low-temperature thermochronology and inverse thermal history modelling using a Bayesian transdimensional inversion scheme. The modelling results delineated the complete thermal path (T-t) of the study area from Cretaceous heating to Eocene near surface exposure. 4) We modelled the Tertiary geological evolution of the North Aegean with reference to the exhumation of the lower crust during core complex formation. Using scaled laboratory experiments we tested whether the gravity spreading of a crustal-scale thrust wedge that undergoes extension is a suitable process for the development of the Rhodopean core complexes during the early opening of the Aegean. Our analysis suggests that strain localisation and core complex development near the backstop of the area affected by extension is intrinsic to the pre-collapse geometry of the orogenic wedge.

Afin de mieux comprendre la géodynamique paléoprotérozoïque et mésozoïque en Guyane et Côte-d'Ivoire, une étude pluridisciplinaire (paléomagnétisme, géochronologie 40Ar/39Ar, et géochimie a été menée sur des dolérites, granitoïdes et roches sédimentaires.<br />L'étude combinée paléomagnétique et géochronologique en Guyane sur les roches paléoprotérozoïques a montré que l'activité magmatique jurassique n'a pas pertubé la rémanence magnétique et le géochronomètre Argon. Les vitesses de refroidissement sont lentes (3,5+2/-1,6°C/Ma et 4,8+2,6/-2,1°C/Ma) et régulière du Nord au Sud. Un refroidissement tardif du sud de l'Oyapok, marqué par une forte anisotropie (P') a été mis en évidence. Trois pôles paléoprotérozoïques (OYA, A et B) ont été acquis, dont l'âge de la rémanence est compris entre 2050 et 1990 Ma. Ces trois pôles comparés avec les pôles C1, C2, C3 (2100 et ~ 2000 Ma) acquis en Côte-d'Ivoire ont permis de construire deux courbes apparentes de dérive des pôles paléoprotérozoïques pour les cratons de Guyane et d'Afrique de l'Ouest. La comparaison de ces courbes montre une cohérence entre elles après 2020 Ma, confirmant que les deux cratons constituent un bloc unique à 2000 Ma. Les pôles plus anciens ne sont pas compatibles. Deux propositions sont proposés I) les deux blocs continentaux étaient séparés avant 2020 Ma ; II) les deux blocs étaient ensembles mais le manque de données paléomagnétiques entre 2080 et 2040 Ma ne permet pas de le voir.<br />Nos nouvelles données sur la province magmatique jurassique centrale Atlantique montrent que la Guyane fait partie d'une zone restreinte (Amapa, Libéria, Côte-d'Ivoire) ayant des traits géochimiques et géochronologiques particuliers. Cette zone correspond à la présence majoritaire de tholéiites riches en titane d'origine asthénosphérique mises en place par injection horizontale du magma et en plusieurs injections successives. Ces dolérites ont un âge 40Ar/39Ar plus jeune (197 à 192 Ma) que le reste de la province magmatique centrale Atlantique (~200 Ma).

L'étude concerne la Sierra Madre del Sur, chaîne montagneuse qui borde la côte pacifique parallèlement à la fosse de subduction d'Acapulco. Elle est fondée sur la cartographie géologique de deux secteurs représentatifs situés dans l'Etat de Guerrero (l'un autour d'Olinalá, l'autre aux environs de la capitale Chilpancingo) et sur la réalisation de coupes à l'échelle 1/1. Son but est d'individualiser les ensembles géologiques significatifs et de caractériser les structures liées aux diverses étapes de déformation ; ceci afin de reconstituer l'évolution de la sierra depuis le Jurassique inférieur, en la replaçant dans le cadre géodynamique de la partie sud du Mexique située actuellement au carrefour des plaques Amérique du Nord, Caraïbe et Cocos.<br /><br />La première partie concerne l'architecture et l'histoire de la sierra, abordées par les approches stratigraphiques et pétrographiques et par l'analyse structurale rétrotectonique. Le soubassement continental pré – jurassique (partie du bloc d'Oaxaca) comprend un socle – né de l'assemblage des « terranes » Oaxaca et Mixtèque au Paléozoïque inférieur – pourvu localement de sa couverture sédimentaire du Paléozoïque supérieur peu déformée; le Complexe Xolapa qui affleure le long de la côte, est une partie inférieure de cette croûte, migmatisée et granitisée en tant que racine des arcs jurassique et paléogène, et exhumée récemment. Dans l'ensemble du Jurassique moyen, sont reconnues les roches volcaniques et volcanoclastiques à dominante acide (Formation Chapolapa) d'un arc auquel est associé le bassin arrière-arc de Tecocoyunca. Les deux sont tectonisés et métamorphisés (schiste vert) par la phase compressive névadienne du Jurassique supérieur. En liaison avec la montée eustatique, le Crétacé inférieur est marqué par la transgression marine et le dépôt en discordance des formations néritiques à récifales de l'épaisse plate-forme carbonatée de Guerrero – Morelos. C'est sur le bord « pacifique » de celle-ci que s'effectue, à la base du Crétacé supérieur, le charriage du « terrane » Guerrero (arc intra-océanique engendré durant le Jurassique supérieur et le Crétacé inférieur) par collision arc – continent. Une conséquence majeure de cet événement est la formation, à l'avant du front de charriage, d'un bassin flexural dans lequel une puissante série terrigène (flysch Mexcala) s'accumule, durant le Crétacé supérieur et le Paléocène. Ce bassin, affecté par la phase laramienne, subit, au Paléocène supérieur – Eocène inférieur, un fort raccourcissement est-ouest, accomodé par le plissement de la couverture décollée et par l'écaillage du socle. L'ensemble discordant, paléogène et miocène inférieur, comprend des molasses continentales post-laramiennes (Formation Balsas) passant latéralement et verticalement au plastron volcanique à dominante ignimbritique engendré par la subduction de l'ancienne plaque Farallon ; il est déformé par des plis de fond nord – nord-ouest – sud – sud-est du Miocène inférieur. Depuis le Miocène et suite au départ du bloc Chortis l'évolution, encore en cours, de la Sierra Madre del Sur est sous la dépendance de la subduction de la plaque Cocos : c'est elle qui induit et entretient l'exhumation de la croûte continentale inférieure du bloc d'Oaxaca (entre la surface de subduction et une surface majeure de détachement crustale en faille normale) avec mise à jour du Complexe de Xolapa et déformation en antiforme de la Sierra Madre del Sur, parallèlement à la fosse de subduction d'Acapulco et donc très obliquement par rapport aux structures antérieures mésozoïques et tertiaires recoupées.<br /><br />La deuxième partie est d'abord l'occasion de préciser, par la mise en œuvre de l'outil pétro-géochimique, les environnements géodynamiques de la genèse de deux ensembles géologiques présents dans la Sierra Madre del Sur et qui sont des marqueurs essentiels de l'évolution de la marge mexicaine: l'arc volcanique Chapolapa du Jurassique moyen dont l'importance a, jusqu'à présent, été mésestimée et l'arc volcanique jurassique supérieur – crétacé inférieur du « terrane » Guerrero.<br />Les caractéristiques pétrographiques, la géochimie des éléments majeurs, la géochimie des éléments traces et la géochimie isotopique des roches volcaniques généralement acides de l'arc Chapolapa, indiquent qu'elles s'apparentent aux séries calco-alcalines d'un ancien arc de type andin. Elles dérivent de la fusion d'un manteau asthénosphérique contaminé par les fluides de la croûte océanique paléo-pacifique hydrothermalisée, par des sédiments entraînés dans la subduction et, vraisemblablement, par la croûte continentale nord-américaine (bloc d'Oaxaca) sur laquelle elles reposent<br />Les roches volcaniques (laves acides et andésites du Crétacé inférieur) du « terrane » Guerrero présent dans cette partie de la Sierra Madre del Sur sont également calco-alcalines. Mais les indicateurs géochimiques confirment que leur contexte de mise en place était celui d'un arc insulaire intra-Pacifique<br />Ces résultats sont, par la suite, intégrés dans la présentation, en 2D, d'un modèle évolutif de la Sierra Madre del Sur. Celui-ci, construit, en six étapes selon le calendrier établi dans la première partie, schématise l'évolution de cet édifice, depuis le Jurassique jusqu'à l'actuel.<br /><br /> Dans la troisième partie et sur la base d'une recherche bibliographique, une synthèse est réalisée sur les constituants jurassiques présents, comme dans la Sierra Madre del Sur, à l'avant du « terrane » Guerrero sur l'ancien bord du continent nord-américain. En retrouvant des caractéristiques pétrologiques, géochimiques, stratigraphiques et structurales comparables, la présence d'une ancienne chaîne liminaire névadienne est mise en évidence, depuis la Californie jusqu'au Honduras, même si sa continuité initiale à été décalée de façon sénestre et sur plusieurs centaines de kilomètres par des failles transformantes, d'une part dans le nord du Mexique au Jurassique supérieur – Crétacé inférieur, d'autre part au sud du Mexique et au Guatemala depuis le Paléogène. Cette donnée essentielle est intégrée dans un modèle d'évolution palinspathique du Mexique, présenté depuis le Jurassique en six cartes.

Une étude comparée des structures du socle antétriasique et de la couverture mésozoïque a été réalisée de part et d'autre du Mont Blanc, sur son versant nord occidental et à l'Est de son versant oriental au front de la zone du Grand Saint Bernard . Au niveau de la jonction Mont Blanc, Aiguilles Rouges, Belledonne, cette étude a permis de conclure à l'âge alpin de la déformation régionale des massifs cristallins externes. Cette déformation régionale, commune au socle et à la couverture, combine respectivement déplacements gravitaires superficiels dans les nappes dauphinoises avec raccourcissement, chevauchements et décrochements crustaux profonds. Ces différents processus ont abouti au développement d'un champ régional de déformation finie ( trajectoires de schistosité et d'étirement + gradients régionaux de la déformation ) qui apparaît comme le résultat d'étapes successives, matérialisées à l'échelle du terrain, par une superposition de déformations. L'ordre d'apparition de ces déformations est vérifié par l'étude de la déformation incrémentale. Celle-ci permet de mettre en évidence une rotation antihoraire de l'étirement principal, générale pour l 'ensemble du secteur étudié. L'ensemble des résultats de cette étude a été intégré dans un modèle de déformation progressive, ductile et hétérogène, où la direction du déplacement gravitaire superficiel de la couverture et celle du raccourcissement crustal profond sont d'abord dirigées vers le NNW puis vers l'W. Au niveau du secteur du col du Grand Saint Bernard, cette analyse comparée de la déformation du socle et des lambeaux de couverture triasique dans le secteur du col du Grand Saint Bernard a permis d'associer l'orientation subméridienne des structures redressées de cette partie frontale de la zone du Grand Saint Bernard, à une déformation régionale décrochevauchante senestre vers le NNW. Cette déformation décrochevauchante semble englober différents stades intermédiaires de l'évolution régionale de la dé formation qui débute par un cisaillement tangentiel précoce (vers le NNW ) pour se terminer par un aplatissement vertical NS principalement accommodé par un cisaillement transcurent senestre. Cette partie frontale de zone du Grand Saint Bernard paraît ainsi avoir fonctionné comme une rampe latérale décrochante senestre qui aurait limité vers l'W le déplacement de la nappe du Grand Saint Bernard ou nappe du Mischabel (partie septentrionale de la zone du Grand Saint Bernard).