UA-49364818-1
La version de votre navigateur est obsolète. Nous vous recommandons vivement d'actualiser votre navigateur vers la dernière version.

 

 

                                                   Le massif des Maures

Le massif des Maures et du Tanneron constituent un seul ensemble composé de roches cristallines. Ph1

Un maquis dense et impénétrable de plantes silicicoles occupe la plus grande partie de l’espace.  Ph2

C’est un massif montagneux, mais, ce qui frappe le plus, c’est qu’il y a peu de rivières, sauf dans les micaschistes;

exemple: le Batailler près de Bormes les Mimosas. ph3  Les terrains sont imperméables, les nappes phréatiques peu

importantes, les sources ont un faible débit et sont taries en été. Elles sont situées dans  les zones altérées,

fissurées (failles E-W, limites de roches différentes), d’où des réserves d’eau nécessaires: Trapan (eau du Gapeau), St Cassien, ancien barrage de Malpasset, barrage de  La Môle, retenues collinaires (lac des Escarcets- la garde freinet. Ph3

    - Une ceinture détritique permienne entoure les Maures, mais, vers Fréjus, s’intercale  l’Estérel au volcanisme permien qui provoque une inversion de relief dans cette dépression.  Ph4-5.

En mer, le canyon des Stoechades, creusé au messinien (6MA) s’insinue entre le massif et les îles d’Hyères qui en font partie. Les terrains würmiens étaient à l’affleurement au maximum glaciaire, il y a 18 000 ans.

L’isobathe – 2000 m, bas du talus continental, matérialise le raccordement avec la Corse avant sa dérive au miocène inférieur (–20 à -15MA).   Ph 6.

Le massif des Maures est un fragment de la chaîne Hercynienne ou plus globalement varisque, qui est en réalité une double chaîne.

La fermeture de l’océan iapetus (silurien) donne naissance à la chaîne calédonienne, ce qui aboutit à la formation d’un grand continent nord : la Laurussia.  Ph7

On a donc fin silurien (445MA) 2 super-continents : un au nord et l’autre au Sud : le gondwana, séparés par l’océan rhéique. Sur la partie nord du Gondwana , il y a la micro plaque Armorica séparée de ce dernier par le petit océan massif central. Ph8.

La chaîne varisque résulte de la collision de Gondwana et Laurussia après fermeture de l’océan massif central d’abord, qui subducte vers le Nord (collision dévonien 420-360MA) puis de l’océan rhéique qui subducte vers le sud (collision carbonifère 360-300MA).   Ph9

Ainsi se forme la Pangée, continent unique, qui, depuis le début du secondaire, s’est fragmenté donnant ainsi les plaques actuelles. Ph9

Le massif des Maures se trouve sur la branche Est de la chaîne varisque européenne, branche qui est morcelée et dont des lambeaux sont repris et incorporés dans la chaîne alpine. La mer se trouvait à l’Est.   Ph10

Voici en résumé comment se forme une chaîne de montagnes    ph11.

-Un océan naît avec son plancher basaltique, des sédiments s’accumulent. Ils constitueront une grande partie des roches de la future chaîne.

-fermeture de cet océan par subduction ; un prisme se constitue avec plis, chevauchements, métamorphisme, volcanisme associé.

-Subduction continentale qui va finir par se bloquer, les roches ayant la même densité ne peuvent s’enfoncer très profondément.

-ce qui aboutit à une collision avec plis chevauchements métamorphisme,  reliefs élevés, racine profonde.

-enfin effondrement de la chaîne avec exhumation des roches profondes, rétrométamorphisme, plis et chevauchements  volcanisme, érosion, remontée de la racine.

 

On retrouve toutes ces étapes dans le massif des Maures.

Les témoins de l’océanisation :    550-420 Ma

+++   présence de sédiments marins attestés par la présence de quelques fossiles de Graptolites (animaux pélagiques coloniaux), datés du silurien 420MA ,  trouvés au Fenouillet  et récemment à Porquerolles.  Ph12-13.

+++  sédiments métamorphisés mais dont la stratification est encore reconnaissable :

--------- fort de Brégançon  ph14

Les alternances visibles de schistes riches en paillettes de mica blanc séricite de petite taille- anciennes argiles-  et de quartzites – anciens sables siliceux- ont conservé la stratification de la série sédimentaire détritique.     Ph15

Cette rythmicité est typique du dépôt de petites avalanches sous-marines de type flysch (turbidites). 

Cette série détritique a été soumise à des forces responsables de la schistosité visible parallèle  à la stratification et  marquée par un feuilletage des schistes, surtout.

En outre, ces roches ont subi plusieurs phases de déformations. On peut voir, associés à des plis,  ph16 ------ des plans de schistosité réfractés en passant d’une roche compétente, le quartzite, à une roche qui l’est moins, le schiste (séricitoschiste) ph17

De même au microscope, on peut voir plusieurs schistosités, dont une, très remarquable par la position différente des cristaux de chloritoïde.   Ph18

La présence de chloritoïde permet de classer ces roches dans le faciès schistes verts, dans la zone à chlorite et grenat. 

Elles sont donc descendues vers 10 km de profondeur à des températures avoisinant les 300°C, lors de l’épaississement crustal pendant la subduction continentale.

--------------port du Niel (Giens)  ph19

Affleurement de phyllades (chloritoschistes et séricitoschistes) présentant une nette foliation avec de nombreuses lentilles de quartz.  Ph20

Les plans de stratification encore visibles mais très déformés attestent de l’origine sédimentaire des roches. 

Comme à  Brégançon ces dépôts caractérisent  une sédimentation de type flysch.

Quartz et séricite caractérisent un métamorphisme faible de faciès schistes verts de la zone à chlorite (pas de chloritoïde, ici).

Les fines strates sont plissées, les flancs des plis étirés parallèlement aux plans axiaux des plis : ce sont des plis couchés.  Ph21

Cet échantillon de micaschiste montre encore quelques plans de stratification résiduels et des tectoniques superposées qui ont replissé les premiers plis. Ph22.

+++  lithosphère océanique avec croûte basaltique et lambeaux de manteau.

------------la Carrade    ph23

Dans la carrière de Croix –Valmer, affleurement de péridotite serpentinisée, donc, une roche du manteau supérieur, en lentille (il y en a 21) au sein des gneiss et micaschistes (métasédiments).    

Cette péridotite a subi un métamorphisme hydrothermal responsable de la serpentinisation, c'est-à-dire transformation des olivines, des orthopyroxènes   (pas de clino)  en minéraux hydratés de la famille des serpentines- l’antigorite lamelleux   ph24  et le chrysotile fibreux.  Ph25. Elle fut utilisée comme pierre ornementale.  Ph26

------------  le CLA- (complexe leptino-amphibolique)- plage de Sylvabelle et d’Héraclée.

Cortège de roches métamorphiques constitué d’un ensemble rythmique de bancs clairs (leptynites) et de bancs sombres (amphibolites) très altérés à l’intérieur des terres. Ph27. Moins altérés en bord de mer, comme ici à Sylvabelle  ph28, la série est très redressée.  Ph29

 La foliation nette est marquée par la présence de lits clairs et de lits sombres. on peut y trouver par endroits des grenats.

Le CLA alterne avec les micaschistes riches en grenats, également très redressés,  dont la foliation est bien soulignée par des lits riches en micas blancs  et des lits de quartz, ph30  bien visibles en bordure de la plage d’Héraclée.  Ph31.

Des lentilles de roche grenue plus ou moins étirée sont localement présentes dans les lits d’amphibolites.  Ph32. Un affleurement de quelques mètres carrés se trouve sur la plage de Sylvabelle  ph33. Cette roche grenue est un gabbro. Ph34.

Il est interprété comme le protolithe à l’origine des amphibolites. Des datations donnent un âge de 540MA pour le protolithe et de 330 MA environ pour le métamorphisme qui affecte le CLA.

Il s’agit d’un volcanisme bimodal identique à celui de l’Estérel (rhyolites-basaltes) donc volcanisme de rift continental ou de zone de transition océan-continent.

Des déformations affectent le CLA, pli,  ph35  failles, et plis en fourreaux   ph36  qui rappellent que ces roches ont subi un métamorphisme de faciès amphibolite.   

résumé sur les témoins de l’océanisation : le métamorphisme augmente d’Ouest en Est. ph37-38

Les témoins de la subduction : 420 à 380 MA

Au bout de la plage de Tahiti,    ph39   au sein des gneiss de St Tropez  ph40  (migmatitiques), affleure une lentille décamétrique de roche sombre,  ph41  une amphibolite, mais, qui, à l’observation, renferme des petits grenats rouges auréolés de blanc. Ph42

L’assemblage grenat + omphacite (cpx) caractérise les éclogites, roches métamorphiques formées à haute pression-basse température lors d’une subduction et stable dans le faciès éclogite vers 60 km de profondeur.

Les analyses indiquent que cette roche a la composition chimique d’un basalte mis en place au niveau d’une dorsale océanique.  Donc océan vers l' EST.

Feldspath plagio  + cpx augite  + olivine -------------- grenat   + omphacite cpx

     Basalte                                                                            éclogite

(à Collobrières, à l’ouest, pareil, il y a des amphibolites,  mais  basalte plus alcalin = marge continentale de gondwana, océan vers l’est). ph43.

Mais la couronne blanche autour du grenat (plagio et hornblende) est le témoin d’une réaction chimique incomplète entre le grenat et l’omphacite.  Ph44

Cette couronne blanche s’est formée à des conditions de T et Pression plus faibles correspondant au faciès amphibolite.  Ph45

Cette réaction a eu lieu lors de l’exhumation, c'est-à-dire la remontée de la roche vers la surface. C’est une réaction de rétrométamorphisme.

Grenat  +  omphacite  + eau ---------- plagio(albite)    +  hornblende (amphibole)

Le chemin suivi par ce basalte depuis son émission peut être tracé sur le schéma pression-température. Ph45.

Résumé sur la croûte océanique : métamorphisme qui augmente vers l’Est, subduction vers l’Est.-ph46.

 

Les marqueurs de la collision : 350- 320 MA

Ce sont les plis, les failles, les chevauchements vers l’Est, la subduction continentale accompagnée d’un métamorphisme MP-MT jusqu’à un début de fusion partielle ; des déformations ductiles avec des plis d’écoulement ou en fourreaux, qui matérialisent le raccourcissement, l’épaississement de la chaîne.    Ph47

-----------Difficiles à voir sur le terrain, d’autant qu’on ne voit que le résultat final avec la dernière étape-  l’exhumation  (le retour des roches en surface), ces chevauchements se repèrent mieux sur cartes, grâce aux travaux de géologues chevronnés. Ph48

La carte montre que les chevauchements ont rejoué en faille normale lors de la dernière étape.

Voici une coupe NE-SW.  Ph49

 

-------------Ce qui se voit bien mieux sur le terrain, ce sont les cristaux néoformés qui accompagnent le métamorphisme MP-MT.

-----Sur les plages St Clair et Rayol-Canadel, les micaschistes, en plus des quartz et des micas blancs, ont leur foliation déformée par la présence de cristaux de grenats, disthène, staurotide, biotite, andalousite et sillimanite vue sur lame mince seulement.  Ph50 à 56

Ce qui place les micaschistes de la plage st clair dans le faciès amphibolite de la zone biotite-disthène et ceux de la plage Rayol-Canadel, dans le même faciès mais de la zone biotite-muscovite-sillimanite.    

-----les gneiss de Bormes, datés de 320 MA, sont des gneiss oeillés.  Ph57

Le protolithe était un granite porphyroïde : c’est donc un orthogneiss.

Ce devait être le socle sur lequel se sont déposés les sédiments aujourd’hui métamorphisés.

La foliation de ce gneiss est plissée, ce qui montre qu’il a subi des contraintes tectoniques lors de la subduction continentale.

-----le gneiss de Pampelonne, gneiss oeillé, lui aussi, donc orthogneiss,   ph58  a subi un  début de fusion. Du matériel blanc (quartz et feldspath orthose) s’est rassemblé, les minéraux noirs plus réfractaires (micas) restés sur place, forment de petites accumulations. Ce n’est plus tout à fait un gneiss, mais déjà une migmatite.

On est là dans le faciès des granulites.  Ph59.

Résumé sur les marqueurs de la collision.  ph 60.

--------------les déformations ductiles.

Sur les plages de St Clair et du Rayol, micaschistes et gneiss ont une stratification complètement effacée par une foliation qui présente elle-même des déformations ductiles : plis, microplis,  ph61  plis d’écoulement. Celui-ci, remarquable, à sa partie gneissique en relief car plus résistante à l’érosion que sa partie micaschisteuse.      Ph62

Les plis en fourreaux sont des plis d’écoulement à axes courbes. Ph63-64  Le plan axial de ces plis est horizontal, les flancs présentent une linéation d’étirement qui indique la direction du mouvement. Ph65

L’empilement des plis est responsable de l’épaississement. Ph66

Les plis d’écoulement affectent aussi les migmatites. Ph67

 

L’Exhumation et désépaississement de la chaîne :  330- 290 MA

 Se traduit par :

----------------l’effondrement de la chaîne vers l’Ouest avec rejeu en faille normales des chevauchements.    Ph68-69.

----------------la formation de FD (failles décrochantes) dextres.

Par exemple la FD de Grimaud au pied du col de collebasse.  Ph70-71-72.

On ne voit pas de miroir de faille mais un vallon correspondant à une zone érodée jalonnée par des mylonites – roches broyées.

Ces FD sont associées aux bassins carbonifères de plan de la tour et Boson dans le Tanneron.  Ph68

-----------------des cisaillements.

Par exemple au col du Canadel, les cristaux de staurotide qui avaient englobé des grenats au cours de leur croissance pendant la collision ph73, sont étirés et cassés lors de l’exhumation, du désépaississement de la chaîne.  Ph74

-----------------des injections mantelliques chauffent la croûte continentale inférieure dont la densité décroît. Elle remonte donc et un métamorphisme BP-HT va donner des migmatites et des granites d’anatexie qui forment des plutons migrant vers le haut à la faveur des failles décrochantes.  Ph75.

             +la carrière de Reverdit nous montre des migmatites affleurant à gauche et sous les cumulats.  Ph76-77.

Elles proviennent de la fusion partielle de gneiss de la croûte continentale,  ph78 donc d’orthogneiss. Elles ont un âge de 304 à 305 MA.

Au milieu affleure la tonalite  ph79  exploitée pour des enrochements.

C’est une roche grenue composée de quartz, felds plagioclases, biotite, hornblende, donc diorite quartzique. Ph80.

Elle constitue un pluton qui s’est insinué dans les migmatites à la faveur de la faille décrochante de Grimaud.

Elle provient du refroidissement d’un magma formé par fusion partielle du manteau supérieur enrichi en eau et contaminé par la croûte continentale lors de sa mise ne place il y a 301 MA.

A droite, le granite de Plan de la Tour  ph81    à quartz, orthose – ici mâcle de Carlsbad-  micas blancs et noirs. Ph82

Ce granite provient de la fusion partielle de la croûte continentale. Il forme un très grand pluton aligné sur la faille de Grimaud.

Mis en place vers 301 Ma (à 304) , il est postérieur à la tonalite qu’il recoupe. (filons)

On est dans le faciès amphibolite- solidus franchi. Ph83.

               +Le dernier pluton à s’être mis en place vers 299-300 Ma est celui de Camarat.  Ph84.

Il est intrusif dans les gneiss migmatitiques de St tropez datés de 301- 302 MA, qui sont des gneiss oeillés ayant subi une fusion partielle.   Ph85-86.

-------------Voici une coupe qui replace les Maures dans le prisme d’accrétion de cette partie de la chaîne varisque.  Ph87.

Fin carbonifère, la chaîne des Maures –varisque- est achevée et soumise à une érosion active.

On voit ici le permien reposer directement sur la chaîne arasée.  Ph88.

Cette érosion active sur plusieurs kms d’épaisseur, associée au désépaississement font qu’on voit, non pas comme dans les Alpes des structures superficielles, mais des structures profondes.  Ph89.

Galerie d'images