La cartographie et l'analyse détaillée des formations de l'allochtone des Schistes lustrés et des unités très internes à la bordure orientale du batholite hercynien de Corse ont permis de proposer une reconstitution de l'organisation paléogéographique de la marge de l'océan Liguro-Piémontais au Jurassique (Fig. 1). Ainsi, au sein des unités à matériel ophiolitique, on a pu distinguer, sur des bases sédimentologiques et géochimiques, des unités à cachet interne (ligures s.s.) et des unités plus externes, voisines de la marge continentale, soit non métamorphiques [11] (nappe de Balagne et unités supérieures du Nebbio), soit au sein des Schistes lustrés, comme l'unité éclogitique de Morteda–Farinole [14].

La reconstitution paléogéographique de l'océanisation jurassique souffre toutefois du manque de données concernant aussi bien la chronologie du magmatisme ophiolitique que les modalités de transition entre croûtes continentale et océanique. La présence d'une croûte continentale amincie, ou les reliques d'une telle croûte, sous le bassin ophiolitique E-MORB de Balagne n'était jusqu'ici étayée que par des arguments géochimiques [12]. Quant à l'existence d'un diachronisme dans les âges de mise en place des ophiolites corses, comme c'est le cas dans les ophiolites ligures des Apennins [1], si elle est suggérée par les données micropaléontologiques [10,25,26], elle reste encore à quantifier.

Des analyses géochronologiques ont donc été menées sur des zircons de roches des ensembles continentaux et océaniques de la paléomarge, par la méthode UPb, en recherchant deux types d'information : la première a trait à l'âge de formation des roches juvéniles (gabbros, basaltes ophiolitiques), la seconde à l'âge des zircons hérités des protolites anciens et/ou recyclés.

Trois sites ont été analysés, respectivement situés dans une série prépiémontaise à substratum continental (A) ; dans une série mixte comprenant à la fois des éléments océaniques et continentaux (B) ; dans un bassin ophiolitique marginal (C).

A. La Formation des brèches de Setonia, d'âge Jurassique moyen [27], appartient à l'unité tectonique prépiémontaise de Caporalino–Pedani, à substratum continental. Elle inclut des roches volcaniques, supposées être des sills ou des filons recoupant le Dogger. Ces laves, à composition de basaltes, de ferrobasaltes, de dacites et d'andésites, avaient été interprétées comme l'expression d'un magmatisme tholéitique sur la marge continentale, lors de l'ouverture de l'océan Liguro-Piémontais [20]. Des zircons provenant de roches volcaniques basaltiques prélevées dans ce Dogger au sud-ouest de la maison Prumezzano (COR 06, altitude 365 m ; COR 07) ont été datés respectivement à 291±3 Ma (Fig. 2) et à 288±5 Ma (Fig. 3). Ils révèlent que l'attribution au Dogger des éléments de laves affleurant au sein de la formation de Setonia était erronée et que ces roches sont d'âge Permien inférieur. Ces éléments proviennent du démantèlement des formations volcano-sédimentaires du toit du batholite hercynien [30]. Un réexamen sur le terrain, effectué avec M. Durand-Delga, de ces roches qui affleurent dans de mauvaises conditions, empêchant de s'assurer précisément de leur géométrie, permet d'admettre leur nature d'olistolites au sein de la série grossièrement détritique du Dogger.

B. Dans la zone des Schistes lustrés, les roches de l'unité éclogitique de Morteda–Farinole, caractérisée par la coexistence de métagranitoı̈des et de métaophiolites, sont considérées comme ayant appartenu à une série mixte proche de la marge continentale [14], sur la rive nord du Golo. Cette série correspond à l'unité de Volpajola [17]. Près du lieu-dit « Accendi Pipa », elle montre en effet des quartzites détritiques associés à des arkoses conglomératiques, à galets en particulier de granitoı̈des et de rhyolites, interstratifiées dans des sédiments pélitiques supraophiolitiques. Les zircons de l'échantillon de méta-arkose éclogitisée VP 427, dont le pic de métamorphisme avait été daté par Sm–Nd à 84±5 Ma [15], ont été analysés. Identifiés comme provenant du démantèlement de granites calco-alcalins, ils ont été datés à 298±4 Ma (Fig. 4), ce qui confirme et précise leur âge Hercynien antérieurement supposé.

C. La nappe de Balagne [11,19,29] comporte un complexe ophiolitique, formé essentiellement de termes gabbroı̈ques et surtout basaltiques, les péridotites s.s. étant réduites à quelques affleurements de serpentinites. La présence d'une d'intercalation de grès quartzeux au sein des coulées de pillow-lavas, à Piana di Castifao [28], ainsi que les apports détritiques continentaux que l'on retrouve dans les calcaires associés aux radiolarites recouvrant les laves, révèlent [12] que ce complexe ophiolitique s'est formé à proximité immédiate d'une marge continentale. La géochimie des éléments en traces indique, en outre, la nature de MORB enrichis des laves [12] à affinités transitionnelles, comparables à celles des basaltes du Nebbio [31], qui contrastent avec celles des autres ophiolites corses à composition de N-MORB [21,33]. Parmi les reconstitutions géodynamiques proposées, la zone océanique de Balagne est interprétée [16,23] comme un bassin marginal demeuré en position haute du prisme d'accrétion lors de la subduction de l'océan Ligure sous la marge européenne, puis obductée, ce qui lui aurait épargné une intense déformation et une empreinte métamorphique notable.

L'âge de mise en place du magmatisme océanique dans les bassins marginaux du type de celui de Balagne, ou bien à la limite continent–océan (Accendi Pipa), ainsi que sa chronologie par rapport aux ophiolites N-MORB de la nappe de l'allochtone des Schistes lustrés corses et de l'Apennin ligure, restaient toutefois approximatifs. D'après les données micropaléontologiques sur les sédiments situés au toit des basaltes [8,9,26,33], il semble que la base de la sédimentation radiolaritique, disposée au sommet des basaltes de Balagne, ait un âge Bathonien supérieur au nord-ouest (San Colombano : position proximale par rapport à la marge continentale) à Callovien moyen–supérieur au sud-est (km 59 : position plus distale). Une amphibole brun–vert d'un gabbro récolté près de Castifao [2] a été datée (K/Ar) à 181,4±6 Ma, mais un âge de 161±3 Ma a été obtenu, par la méthode UPb, sur des zircons extraits de trondhjémites de l'unité ligure (interne) de l'Inzecca [22].

En Balagne, l'examen de la zone de contact entre gabbros et basaltes, localement non tectonique, a révélé la présence d'un niveau discontinu, de puissance decimétrique à métrique, détritique ophiolitique, remarquablement exposé en rive droite de la Tartagine, au pont de Carnispola [29]. Le toit du complexe d'euphotides est chaotique (comme nous l'a fait remarquer E. Padoa) et, parmi les blocs immédiatement sous-jacents au niveau de brèches, on trouve des ferrogabbros à veines centimétriques de trondhjémites, dont ont pu être extraits des zircons.

Ceux-ci ont été datés à 169±3 Ma (Fig. 5), âge qui les situe, selon l'échelle de Pálfy et al. [24], dans la partie moyenne du Bajocien. D'autres zircons ordoviciens (431±8 Ma) et archéens (2693±12 Ma) (Tableau 1, Fig. 6) ont en outre été identifiés, révélant la présence de zircons hérités d'un protolite plus ancien.

La population de zircons des méta-arkoses a été, en grande partie, alimentée par les granites calco-alcalins U2, datés dans le batholite corse entre 305 et 290 Ma (typologie in [15]) ; ce sont toutefois les quelques zircons de grande taille, qui revêtent une morphologie caractéristique de celle de granites alcalins, qui ont été datés. L'âge de 298±4 Ma, mesuré sur ces zircons de l'unité de Morteda–Farinole, s'accorde avec cette attribution, les granites alcalins U3 du batholite corse étant datés entre 285 et 290 Ma [6]. La présence d'une telle association U2–U3, caractéristique de la partie corse du batholite corso-sarde, est unique dans l'environnement hercynien actuel. Elle confirme l'hypothèse de l'alimentation de cette partie marginale de l'océan ligure par des sédiments provenant, pour leur plus grande partie, de l'érosion du batholite.

L'âge à 169±3 Ma des trondhjémites et des ferrogabbros, sous-jacents aux laves en pillows de Balagne est cohérent avec celui déduit des données micropaléontologiques [26]. Les zircons datés à 431±8 Ma et 2693±12 Ma révèlent la présence d'un composant crustal hérité et/ou recyclé. Ceci suggère que des éléments de croûte continentale amincie devaient subsister sous le bassin océanique de Balagne, situé près de la marge du domaine océanique s.s.

L'ensemble de ces données conforte les interprétations paléogéographiques qui situent le bassin ophiolitique de Balagne en position proximale par rapport à une marge continentale [12] dont les caractéristiques présentent de fortes affinités européennes.

Les mesures isotopiques ont été réalisées à l'aide de la microsonde ionique (SHRIMP II) de l'Australian National University de Canberra, selon la procédure analytique décrite par Claoué-Long et al. [4] et Williams [34]. Douze à 16 points analytiques (diamètre : 20 μm) ont été réalisés sur les zircons pour dater chacune des roches. Les domaines altérés et autres fissures et défauts cristallins sont soigneusement évités après étude des images des grains obtenues en cathodoluminescence et par microphotographie en lumière transmise. En général, les domaines très riches en U ne sont pas retenus, pour éviter, d'une part, de s'écarter du domaine de validité de la droite de calibration UPb et, d'autre part, de risquer des pertes de Pb radiogénique, en relation avec la métamictisation. On constate sur le Tableau 1 et sur la Fig. 4 que, malgré des teneurs toujours très élevées en U des zircons de la méta-arkose (VP 427), 11 des 13 points analytiques restent tout à fait concordants et ne montrent aucune perte de Pb radiogénique. Au contraire, le point le plus pauvre en U (8,2 : U=261 ppm) est l'un des deux points indiquant une perte de Pb∗. On attribuera ces pertes de Pb∗ à des défauts cristallins, en relation avec une altération chimique partielle de ces deux zones analysées [5].

Tous les calculs ont été faits à $2\sigma$ (95 % de limite de confiance) à l'aide du programme Isoplot/EX (version 2.34) de Ludwig [18], alors que les incertitudes sont données à $1\sigma$ dans les Tableaux 1 et 2 ; de la même manière, les ellipses d'erreur sont données à $1\sigma$ pour faciliter la lecture des Figs. 2–6. En raison de la grande variabilité du rapport ²³⁸U/²⁰⁶Pb en fonction de l'âge durant le Phanérozoı̈que et de l'imprécision sur la mesure du pic ²⁰⁴Pb pour les basses teneurs en Pb, la correction du Pb commun a été faite à partir des rapports mesurés ²³⁸U/²⁰⁶Pb et ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb selon Tera et Wasserburg [32], méthode développée dans Compston et al. [7].