Compléments scientifiques
GEOLOGIE DE LA PROVENCE CRISTALLINE

LES MASSIFS DES MAURES ET DE L'ESTEREL

 

 

I

LE SOCLE DES MAURES ET DE L'ESTEREL

 

II

LE TEGUMENT PERMO-TRIASIQUE

 

III
LE MAGMATISME PERMIEN DE L'ESTEREL ET LES CONDITIONS DE SA MISE EN PLACE

 

I-LE SOCLE DES MAURES ET DE L'ESTEREL

Introduction
Les formations géologiques les plus anciennes de la Provence affleurent dans les massifs des Maures, de Tanneron et de l'Estérel. Elles forment le socle ancien (terrains antérieurs à 300 Ma) qui ailleurs est recouvert par une couverture sédimentaire.
La Provence cristalline des Maures ou Provence varisque est composée des massifs métamorphiques et granitiques des Maures et de Tanneron, et des bassins permiens bordiers à remplissage sédimentaire et localement volcanique dans le massif de l'Estérel.
Allongée sur une centaine de kilomètres depuis le Cap Sicié à l'Ouest de Toulon, jusqu'à Vallauris à l'est de Cannes, la " Provence cristalline " offre quatre ensembles géomorphologiques et géologiques principaux :
- le massif des Maures auquel se rattachent les massifs du sud de Toulon et les îles d'Hyères (Porquerolles, Port-Cros et île du levant) ;
-la dépression permienne, qui borde les Maures à l'Ouest et au Nord ;
-le massif volcanique permien de l'Estérel qui prolonge vers l'Est la dépression permienne ;
-le massif de Tanneron, qui constitue le prolongement oriental des Maures.

Ces quatre ensembles sont séparés par des accidents (failles) de direction générale N-S qui ont joué (été actifs) à différentes périodes et dont certains ont contrôlé (guidé) l'installation de bassins houillers au Carbonifère. Des accidents E-W, décrochants (mouvement horizontal de faille) ont également contribué à la compartimentation de ces entités rocheuses. Actifs pendant le Permien, ils ont contrôlé l'individualisation et l'évolution sédimentaire et volcanique de certains grabens (fossés);
Maures et Tanneron sont constitués de terrains métamorphisés et plissés à l'hercynien (orogenèse varisque, -400 -300 Ma), traversés par des granites d'âge primaire (Carbonifère).
Ces terrains sont intensément érodés, plus ou moins pénéplanés avant le début du Secondaire (-245 Ma environ).

Les grands ensembles lithologiques du socle

Quatre grandes unités métamorphiques et lithologiques se relayent d'ouest en est dans le massif des Maures.

1 - L'unité occidentale des Maures : unité des schistes, quartzites et phyllades
Affleurant sur 15 à 18 km, elle est constituée d'une épaisse formation (2000 à 5000 m ?) de schistes, micaschistes et quartzites à passées de phtanites (roches sédimentaires siliceuses, à grain très fin, noires, souvent en lits centimétriques) (au cap Sicié), à niveaux d'amphibolites (roches métamorphiques d'origine basaltique, formées d'amphibole et de feldspaths calco-sodiques) et leptynites (roches métamorphiques d'origine acide) (à Collobrières), à quartzites blancs et roses (N-D de Fenouillet).
Cet ensemble est le moins métamorphique, il renferme des niveaux de schistes à Graptolites (fossiles marins) du Silurien (Fenouillet). Il constitue l'essentiel de la presqu'île de Giens, et des îles de Porquerolles et Port-Cros.

2 - L'unité centrale des Maures : unité des gneiss de Bormes

Cette unité est visible sur 10 à 20km, elle est surmontée à l'ouest par la précédente, elle est limitée à l'est par des accidents (faille de la Garde-Freinet). Elle est constituée principalement de gneiss oeillés (gneiss de Bormes), dans lesquels s'intercalent des gneiss micacés ou des micaschistes à grenat-staurodtde-disthène (minéraux du métamorphisme indiquant un gradient de métamorphisme légèrement plus élevé). Elle est datée à -540 Ma (Infracambrien), et appartient au groupe de roches les plus anciennes des Maures (avec les gneiss de Saint-Tropez et le granite de Barral).
Ces gneiss de Bormes proviennent de la transformation d'anciens granites et de grès arkosiques (grès à éléments feldspathiques) issus de l'érosion d'un socle anté-hercynien (Cadomien=-570 Ma).

3 - L'unité de la Garde-Freinet : unité des gneiss, micaschistes, migmatites, leptynites et amphibolites.

Située structuralement sous la précédente dont elle est localement séparée par la faille de la Garde-Freinet et affleurant sur 3 à 6 km, elle est limitée à l'est par la faille de Grimaud. Elle se caractérise par son gradient de métamorphisme plus élevé que celui de la précédente : passage kisthène à sillimanite (minéraux du métamorphisme fort) et à l'anatexie (fusion de roches) et par ses faciès variés, avec en particulier des micaschistes à sillimanite, des migamatites (roches à la limite granite-gneiss, indiquant un très fort degré de transformation-fusion) à cordièrite, et un complexe de leptynites et d'amphibolites associé à des métagabbros et des serpentines (roches basiques métamorphisées) témoignant de magmatisme variés datés à -500 Ma.

4 - l'unité des gneiss orientaux : unité des gneiss de Saint-tropez-SainteMaxime

Cette unité constitue les massifs de Sainte-Maxime, Saint-Tropez et une grande partie de celui de Tanneron. Elle est formée de gneiss migmatitiques, d'orthogneiss, de gneiss micacés à sillimanite, de gneiss leptynitiques, de micaschistes à staurotide-sillimanite-disthène à niveaux de cipolins (marbres), des amphibolites à reliques d'éclogites (roches basiques à grenat et pyroxène sodique, de très haute pression, témoignant d'une croûte subductée).

 

Histoire du socle

Les roches du socle des Maures et de Tanneron sont contemporaines de celles de l'Argentera-Mercantour, du Massif central, du Massif Armoricain, des Vosges, des Ardennes ou d'une partie de la Corse. Cette dernière (avec la Sardaigne) n'a été séparée des Maures qu'à l'épisode distensif de l'Oligocène supérieur (-34Ma, au Tertiaire).
Le massif des Maures montre un degré croissant du métamorphisme de l'ouest vers l'est signé par l'apparition progressive, dans ce sens, des minéraux tels que le chloritoïde, la biotite, le grenat, la staurotide, le disthène et la sillimanite. Ces minéraux et, en particulier, le disthène, signent un gradient P/T moyen (dalradien) qui laisse supposer une collision (affrontement de plaques tectoniques). Cette collision a donné, avant la fin de l'ère primaire, la chaîne hercynienne ou chaîne varisque, interprétée comme la conséquence de la collision entre deux super continents : la Laurasia au Nord et le Gondwana au sud.
Vers la fin du Primaire, les terres émergées ne faisaient qu'un seul continent : La Pangée, et le socle de la région Sud-Est était déjà sous son aspect actuel.
Le socle est profondément arasé à la fin de l'Hercynien (-295 à -245 Ma) soit sur une période de 50 Ma.
Les terrains visibles actuellement se sont transformés à des profondeurs importantes entre 10 et 20 km de profondeur. Les parties les plus profondes ont atteint la température de fusion des matériaux terrigènes.
L'épisode majeur de l'histoire du socle se situerait vers -380 à -350 Ma. Tous les matériaux existant, magmatiques ou sédimentaires, vont acquérir une déformation tectono-métamorphique :
Les argiles et pélites se transforment en phyllades et micaschistes, les grès donnent des quartzites, les basaltes donnent des amphibolites, les roches magmatiques siliceuses des leptynites, les granites des orthogneiss et les arkoses et grauwackes des paragneiss.

L'origine granitique d'un grand nombre de formations gneissiques du socle, leur pétrographie et leur géochimie permettent de rattacher ces formations à une suite granitique alumineuse d'origine crustale. Quant aux intercalations basiques (amphibolites, gabbros), elles correspondent à des magmatismes basiques alcalins à tholéiitiques à affinité progressivement continentale et océanique. Ce qui correspondrait à une situation de rift continental ou à un prérift océanique.

Le magmatisme s'exprime par :
1- la fusion partielle du matériel sur place ; le mélange de la fraction magmatique cristallisée et de la partie métamorphique réfractaire a donné les migmatites (roches à la limite des roches métamorphiques catazonales et des roches magmatiques, ce qui équivaut à un mélange de gneiss et de phénomène d'anatexie) ;
2- le magma intrusif issu de la fusion partielle de la croûte continentale a donné les granites.


II - LE TEGUMENT PERMO-TRIASIQUE

Dans la région, on appelle tégument la couverture sédimentaire d'âge primaire (Paléozoïque supérieur : -325 à -245 Ma) et triasique (Trias inférieur et moyen : -245 à -235 Ma). Cette période couvre le Carbonifère supérieur (du Westphalien supérieur au Stéphanien moyen : -315 à -300 Ma), le Permien (de l'Autunien au Saxonien et au Thuringien : -295 à -245 Ma) et le Trias (Werfénien à Anisien : -245 à -235 Ma).

Les terrains du Carbonifère supérieur (Stéphanien) sont conservés dans des petits fossés N-S limités par de grands accidents sub-méridiens (fossé du Reyran le long de la faille de la Moure dans le Tanneron, environs de Toulon : massifs de la Playe et de Mourillon et dans le fossé N-S à l'ouest du Plan-de-la-Tour, limité par la faille de Grimaud) où ils sont représenté par des poudingues à galets de socle voisin et des pélites à traces de fougères arborescentes (troncs de Sigillaria et de Calamites et par des pélites noires charbonneusesà Annularia : feuilles de Calamites). Une accumulation d'algues lacustres a donné un charbon bitumineux, autrefois exploité dans les mines de Boson (vallée de Reyran, dans le Tanneron).
L'ensemble caractérise une sédimentation détritique continentale fluvio-lacustre.
Le Permien rouge est à matériel détritique continental (conglomérats, grès arkosiques, pélites), associé à des coulées volcaniques (rhyolites et basaltes) et à des pyroclastites (tufs et cinérites, roches volcano-sédimentaires). Sa forte épaisseur atteste de la subsidence des bassins (1600 m) et de l'activité de démolition des reliefs voisins qui les alimentent. La sédimentation est de type fluvio-lacustre (rivières chenalisées succédant aux coulées boueuses en masse puis comblement du bassin avec du matériel plus fin (playas et flaques palustres et lacustres). Les failles E-W jouent en distension provoquant des grabens et permettant l'arrivée du magma. Ces manifestations liées à un rifting sont annonciatrices de l'ouverture de la Thétys.
Le Trias est nettement transgressif sur le Permien. Son faciès est homogène à l'échelle régionale et ses premiers niveaux sont comparables à ceux du Permien avec des poudingues, grès, quartzites et pélites bariolées, passant vers le haut à des cargneules puis des dolomies.
A la base du Trias, un banc conglomératique à galets de quartz filonien alternant avec des niveaux de grès grossiers et moyens, à stratifications obliques entrecroisées est épais d'une dizaine de mètres. Ce niveau de poudingue à dragées de quartz, à la Colle Noire, est minéralisé en cuivre et en plomb (ancienne mine du Cap Garonne).
Au-dessus, des grès grossiers claires et des grès psammitiques argileux à ripple-marks passent à des niveaux plus argileux surmontés d'un banc de grès dolomitique jaune marquant le passage aux marnes, gypses, dolomies et cargneules du Muschelkalk.
Le Keuper offre les faciès d'argiles et marnes bariolées, et localement à proximité des zones de décollement de la couverture, des amas de gypse et de cargneules.
Le Rhétien est constitué de calcaires coquillers, calcaires oolithiques et de calcaires argileux jaunes à niveaux microconglomératiques, de calcaires en plaquettes et de marnes feuilletées.

Les caractères sédimentaires et paléogéographiques des séries du tégument

L'ensemble Permo-carbonifère est essentiellement détritique avec intercalations de produits volcaniques. La silice domine (éléments du socle sous-jacent), quelques niveaux à matière organique carbonisée (flore) et des niveaux calcaires très réduits sont présents à différents niveaux de la série permienne (conglomérat à ciment calcaire, banc calcaire).
La granulométrie varie des conglomérats grossiers à éléments métriques jusqu'aux pélites et silts très fins. Ce qui atteste d'un faciès continental, lagunaire, d'épandage (versants, torrents) sous conditions climatiques arides ou semi-arides. Le régime lagunaire peut être temporaire, alternant avec des périodes d'assèchement (surfaces à mud-craks et à ripple-craks).
Les variations d'épaisseur et de nombreuses discordances angulaires soulignent les effets de la tectonique fini-hercynienne de l'ensemble avant son arasement.
Au Permien, la sédimentation caractérise un démantèlement progressif des reliefs en cours de surrection et une accumulation des matériaux dans un bassin sédimentaire de type lagunaire par intermittence. Ce bassin est aussi le siège de subsidence. Pendant le dépôt des sédiments fins dans la plaine lacustre, de grosses décharges conglomératiques, dues à des reliefs proches, viennent s'intercaler dans les sédiments fins.
Les traces et pistes de vers, les figures de courants (ripple-marks) et les fentes de dessication (mud-craks) évoquent une sédimentation calme, en milieu continental oxydant, sous faible tranche d'eau intermittente, dans un bassin fermé, alimenté par des courants de faible énergie.
L'épaisseur et la régularité de la série impliquent une subsidence continue. Des chenaux d'axe S-N sont fréquents dans les conglomérats du Permien supérieur. L'analyse morphométrique des sables et l'analyse séquentielle ont permis d'établir un sens de transport des matériaux du SSW vers le NNE.

 

Les conditions de sédimentation dans les séries détritiques du Permo-Trias

Au Permien, le climat de la province d'origine était peu hydrolysant fournissant beaucoup de feldspath et peu de biotite, alors que dans le milieu de sédimentation, le climat était hydrolysant de type tropical sec ou méditerranéen chaud avec alternance de saison sèche et de saison humide. La saison humide provoquait la libération du fer par hydrolyse des minéraux ferro-magnésiens et la période sèche, attestée par les fentes de dessication, fixait ce fer sous forme d'hydroxydes rouges.

 

La couleur rouge-violacée

La teinte violette est due à l'hématite en gros grains (quelques microns). La mobilisation du fer permet la recristallisation de l'hématite et la genèse de certains silicates ferrifères, ce qui correspond à des conditions réductrices.
La couleur rouge est liée à l'hématite (oxyde de fer, Fe2O3) présente dans le ciment des arkoses et les faciès silto-pélitiques.

Différentes hypothèses sont avancées quant à l'origine de ce pigment.

1° les séries volcaniques rouges de l'Estérel avaient acquis leur coloration rouge par dévitrification des rhyolites potassiques qui libèrent ensuite le pigment hématitique rouge (Bourcarut, 1971). Cette hypothèse conforte l'héritage d'une source située au sud-sud-ouest.
2° dans le trias, où se rencontrent des faciès analogues, cette origine est peu vraisemblable car les directions d'apport changent ; de plus, l'état des biotites laisse supposer une rubéfaction sur place par altération météoritique précoce, ou même dès la diagenèse.

 

La couleur verte

Les teintes vertes sont liées à des phyllosilicates dans lesquels le rapport Fe3+/Fe2+ est élevé, donnant des niveaux réduits. Cette réduction peut se présenter également sous forme de taches verdâtres développées autour d'un nucléus pyriteux (sulfure de fer, FeS2) produite lors de la diagenèse ou légèrement postérieurement, lors d'un aplatissement tectonique (taches dans la surface de schistosité).
Dans le bassin tantôt inondé, tantôt asséché, des flaques permanentes développent des couleurs vertes et violettes, liées aux sols hydromorphes et à la matière organique, dans une ambiance de confinement général dans laquelle se forment et se conservent l'illite, la chlorite et la montmorillonite (minéraux argileux). Ce qui pourrait correspondre à des sites mal drainés ou des sols hydromorphes (pseudogleys ou gleys) à engorgement temporaire ou permanent (milieu confiné euxinique).
Au début du Trias, le climat a du être aride comme le prouvent les galets éolisés remaniés à la base des premiers dépôts. Puis la sédimentation fluviatile marque le retour à un climat semi-aride, voisin de celui du Permien. Par la suite, la mer évaporitique du Trias moyen marque la fin de l'histoire continentale permo-triasique par simple passage à une sédimentation chimique (dépôts carbonatés).

 

III- LE MAGMATISME PERMIEN DE L'ESTEREL ET LES CONDITIONSDE SA MISE EN PLACE

Au Permien, un volcanisme alcalin acide et basique accompagne l'individualisation des grabens E-W. Essentiellement fissural, il se met en place à la faveur des grandes failles bordières, mais aussi par l'intermédiaire d'appareils isolés. C'est un volcanisme de rift continental.

Trois types de volcanismes se manifestent dans l'Esterel :
1-Un volcanisme acide important en volume, à rhyolites et ignimbrites, en coulées importantes superposées ;
2-Un volcanisme basique à hawaïtes, mugéarites et basaltes doléritiques, en coulées réduites, en filons stratiformes ou en sils ;
3-Un volcanisme intermédiaire à trachytes quartzifères, en coulées réduites.

 

Deux magmas sont à l'origine du volcanisme permien de l'Esterel :
1°/ un magma rhyolitique potassique à composition de granite alcalin ;
2°/ un magma basaltique moyennement alcalin qui se différencie avec le temps, passant d'un pôle basique vers un pôle intermédiaire puis acide.

Les laves acides issues du magma rhyolitique ont une différenciation au cours du temps en relation avec leur mode de mise en place et en particulier un dégazage et un refroidissement progressifs du magma. Le dynamisme volcanique évolue de l'explosif à l'effusif dans un régime général distensif. Les ignimbrites correspondent à une vidange très importante de la chambre magmatique dont le toit s'effondre par la suite. Appartenant à la série alcaline, les laves acides pourraient dériver de magmas basaltiques par cristallisation fractionnée. Ces laves font suite à la première séquence basique de l'Avelan.

Le magma basaltique est à l'origine des trachy-andésites de l'Avelan (B1) et des basaltes en filon-couches 1 et 2 du Permien basal ; des trachy-basaltes des filons-couches 3 et 4 et des trachy-andésites B2 et B3 ; des trachytes A13, des trachy-basaltes du filon-couche 5, des basaltes du filon-couche 6 et des tufs B4 de la partie sommitale du Permien. Les coulées basiques sont souvent précédées par des éruptions pyroclastiques. Les laves intermédiaires de type trachytique correspondraient au terme le plus siliceux de la différenciation d'un magma mantellique , basaltique à l'origine.

 

Les modèles proposés quant à l'origine des magmas

La présence de deux pôles magmatiques différents dans le rift permien de l'Esterel peut être expliquée soit par une origine double des magmas parentaux soit par une origine mantellique du magma primordial.
Dans une première hypothèse, le magma basaltique alcalin proviendrait de la fusion partielle, réduite, du manteau asthénosphérique qui forme un dôme ou diapir thermique sous le rift en formation. Le magma acide rhyolitique serait dû à la fusion partielle de la base de la croûte continentale située au-dessus du diapir mantellique et portée à la température de l'anatexie sèche des granites par échange thermique avec le diapir mantellique et avec une possible chambre magmatique basaltique située à l'interface manteau-croûte-continentale.
Dans une deuxième hypothèse, le magma basaltique alcalin, issu de la fusion partielle réduite du manteau asthénosphérique, subit une différenciation poussée. Le magma acide très différencié serait séparé du magma basaltique non différencié par une zone de transition empêchant tout mélange des deux magmas.

 

 

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