Présentation de la géologie régionale du Var : le massif hercynien des Maures et de Tanneron

Matthias Schultz

Professeur de SVT, Lycée H. de Chardonnet, Chalon sur Saône

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

14/12/2016

Résumé

Géologie rapide de la Provence cristalline paléozoïque : sillon permien et rhyolites permiennes de l'Estérel, schistes, gneiss, phyllades, migmatites, leptynites des Maures, gneiss, migmatites et granitoïdes de Tanneron.


Plusieurs articles de Planet-Terre se sont déjà intéressées à des points d'intérêt géologique varois dans les massifs hercyniens des Maures et de Tanneron, cf., par exemple, Les orgues basaltiques de la Pointe Nègre (Six-Fours-les Plages, agglomération de Toulon, Var) et La discordance hercyno-würmienne et la dune fossile de la Pointe du Tuf à Port-Cros . Le présent article a pour objet de résumer les grandes caractéristiques de la géologie régionale du Var au Paléozoïque. Le sujet étant vaste, et assez largement traité par plusieurs sites internet, nous nous limiterons à une description générale des massifs hercyniens et renvoyons le lecteur vers d'autres sites existants pour plus de détails et des compléments sur l'histoire géologique post-hercynienne, notamment vers la très fournie lithothèque PACA dont cet article s'est inspiré pour quelques passages.

Présentation générale

Les formations géologiques les plus anciennes de Provence affleurent dans les massifs des Maures et de Tanneron. Elles forment le socle hercynien qui ailleurs est enfoui sous une couverture sédimentaire plus ou moins épaisse (« dépression permienne » et bassin du Sud-Est).

Souvent, on regroupe sous le vocable de Provence cristalline des Maures, ou Provence varisque, les massifs métamorphiques, migmatitiques et granitiques des Maures et de Tanneron et les bassins permiens bordiers à remplissage sédimentaire et localement volcanique (volcanisme du massif de l'Estérel, principalement).

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, bien visibles sur les photographies satellites (voir figure 1) :

  • le massif des Maures auquel se rattachent les massifs du Sud de Toulon et les iles d'Hyères (Porquerolles, Port-Cros et Ile 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 Nord-Sud, qui ont joué à différentes périodes, et dont certains ont contrôlé l'installation de bassins houillers au Carbonifère supérieur. Des accidents Est-Ouest décrochants 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.

Maures et Tanneron sont constitués de terrains métamorphisés et plissés à l'Hercynien (orogenèse varisque, -400 à -300 Ma), migmatisés en partie, traversés par des granites d'âge carbonifère et recouverts de terrains permo-carbonifères.

Ces terrains paléozoïques ont été intensément érodés, et plus ou moins pénéplanés avant le début du Secondaire (-245 Ma environ). Il est vraisemblable qu'ils aient été recouverts de terrains sédimentaires mésozoïques comme c'est encore le cas dans le reste de la Provence, mais on n'en trouve aucune trace aujourd'hui à l'intérieur des massifs.

Lors des phases tectoniques pyrénéo-provençale et alpine, ces massifs hercyniens ont été rehaussés (le signal de la Sauvette, point culminant des Maures, atteint ainsi 780 m) et l'érosion a repris, ce qui explique la topographie actuelle en collines assez marquées entaillées de vallées profondes.

Un volcanisme tertiaire, chronologiquement lié à l'orogenèse alpine mais d'origine mal comprises, a également laissé quelques traces disséminées sur l'ensemble du littoral varois (cf. Un volcanisme français ignoré voire « interdit » : le volcanisme andésitique oligocène de la plaque européenne des Alpes franco-suisses ). Puis, durant l'Oligocène et le début du Miocène (Aquitanien) se produit le rifting de la marge du Golfe du Lion, suivi, du Burdigalien au Langhien, de l'accrétion océanique du bassin algéro-provençal et de la subsidence thermique post-rift de la marge. Cette formation de la lithosphère océanique algéro-provençale est associée à la rotation du bloc corso-sarde vers le Sud-Est au-dessus de la subduction de la plaque africaine. À partir de la fin du Miocène (Tortonien et Messinien), peut-être suite à l'évolution de la subduction, le rifting migre au Sud-Est du bloc corso-sarde et permet l'ouverture de la Mer Tyrrhénienne... Le prolongement géologique des massifs hercyniens des Maures et de Tanneron, ainsi que du massif volcanique permien de l'Estérel, se retrouvent donc sur la marge passive opposée, le Nord-Ouest de la Corse.

Enfin, les glaciations quaternaires et les variations eustatiques associées ont affecté toute la région et laissé des traces diverses (dépôts péri-glaciaires, sédiments continentaux et marins quaternaires... cf. La discordance hercyno-würmienne et la dune fossile de la Pointe du Tuf à Port-Cros ), séparant notamment par un bras de mer les iles d'Hyères du continent, et édifiant le fameux double tombolo de la presqu'ile de Giens (voir figure 4).

Autour de la Provence cristalline, au Nord et à l'Ouest, se trouvent la Provence dite calcaire surtout marquée par des roches sédimentaires d'âge mésozoïque affectées par les orogenèses pyrénéo-provençale et alpine, que nous n'étudierons pas ici.

Figure 1. Position des massifs hercyniens des Maures et de Tanneron dans la région PACA

Position des massifs hercyniens des Maures et de Tanneron dans la région PACA

Les grands ensembles géologiques de la Provence cristalline sont bien visibles sur cette photo satellite : massif des Maures très vert avec ses prolongements dans la région de Toulon (jusqu'au Cap Sicié à l'Ouest) et les iles d'Hyères, dépression permienne dans les tons de jaune-orangé bordant les Maures au Nord et à l'Ouest, massif volcanique permien de l'Estérel qui prolonge vers l'Est la dépression permienne, et massif de Tanneron dans les teintes de verts qui prolonge à l'Est le massif des Maures. Le reste de la région est constitué par la Provence calcaire (roches sédimentaires mésozoïques marquées par les tectoniques pyrénéo-provençale et alpine).


Figure 2. Position des massifs hercyniens des Maures et de Tanneron dans la région PACA

Position des massifs hercyniens des Maures et de Tanneron dans la région PACA

Les grands ensembles géologiques de la Provence cristalline  : massif des Maures et ses prolongements dans la région de Toulon et les iles d'Hyères, dépression permienne bordant les Maures au Nord et à l'Ouest, massif volcanique permien de l'Estérel qui prolonge vers l'Est la dépression permienne, et massif de Tanneron dans les teintes de verts qui prolonge à l'Est le massif des Maures.


Figure 3. Position des massifs hercyniens des Maures et de Tanneron sur la carte géologique de France au 1/1 000 000

Position des massifs hercyniens des Maures et de Tanneron sur la carte géologique de France au 1/1 000 000

La partie métamorphique du massif des Maures apparait dans les teintes de brun et de vert foncé, signalant des âges des, protolithes allant du Cambrien au Dévonien, avec des figurés rouges en surcharge indiquant un métamorphisme croissant d'Ouest en Est, allant jusqu'à la migmatitisation. Le Cap Sicié à l'Ouest de Toulon et les iles d'Hyères y sont rattachés. Des reliques éclogitiques éo-hercyniennes, indices d'une subduction océanique, sont signalées par des étoiles. Diverses intrusions granitiques sont signalées par des rouges vifs avec des ronds signalant les granitoïdes peralumineux des zones de collision. Ils sont d'âge hercynien (chiffres 14, 15 et 17 sur la carte). Quelques granitoïdes plus anciens (d'âge cadomien, chiffre 6 sur la carte, -580 à -500 Ma) ont par ailleurs été repris dans l'orogenèse hercynienne. Des accidents Est-Ouest et surtout Nord-Sud séparent les différentes unités métamorphiques et plutoniques. On retrouve ces caractéristiques dans le massif de Tanneron au Nord-Est des Maures. Les massifs hercyniens sont bordés par la dépression sédimentaire permienne, en gris légendé "r". Les points bleus figurés en surcharge au Nord-Est indiquent le massif volcanique de l'Estérel (volcanisme essentiellement rhyolithique d'âge permien associé à une extension continentale tardi-hercynienne). Enfin, la Provence calcaire apparait dans les teintes de violet (Trias), bleu (Jurassique) et vert vif (Crétacé) au Nord et à l'Ouest des massifs cristallins, marquée par de nombreux accidents pyrénéo-provençaux et alpins. On note aussi quelques traces de magmatisme tertiaire (volcanisme basaltique en bleu foncé légendé "p" et plutonisme granodioritique en jaune numéroté 23 sur la carte).


Figure 4. La presqu'ile de Giens et son double tombolo, vue depuis la colline du château d'Hyères

La presqu'ile de Giens et son double tombolo, vue depuis la colline du château d'Hyères

La photographie est prise en direction du Sud. On aperçoit au premier plan la ville d'Hyères. Sur la droite (c'est-à-dire en direction du Sud-Ouest), le Mont des Oiseaux très boisé est constitué de roches sédimentaires mésozoïques chevauchant les roches sédimentaires du sillon permien. En fond, en direction du Sud, on distingue les anciens marais salants et le double tombolo quaternaire qui relie la presqu'ile de Giens au continent. Presqu'ile de Giens et ile de Porquerolles (dont on voit ici la partie occidentale, au fond à gauche de la photo) sont rattachées géologiquement au massif hercynien des Maures.


Les limites du massif hercynien : la dépression permienne et le massif volcanique de l'Estérel

Les terrains du Carbonifère supérieur (Stéphanien) sont conservés dans des petits fossés Nord-Sud limités par de grands accidents sub-méridiens où ils sont représentés par des poudingues à galets de socle voisin et des pélites à traces de fougères arborescentes et des charbons. L'ensemble caractérise une sédimentation détritique continentale fluvio-lacustre.

Les terrains du Permien sont les premières véritables roches post-hercyniennes dans la région. Il s'agit de sédiments rouges (présence d'oxydes de fer ferrique -Fe3+-, marqueurs d'un climat semi-aride) à matériel détritique continental (conglomérats siliceux, grès arkosiques rubéfiés, pélites riches en matière organique) associés à des coulées volcaniques (rhyolites et basaltes) et à des pyroclastites (tufs et cinérites, roches volcano-sédimentaires) particulièrement marquées dans l'Estérel. Leur forte épaisseur atteste de la subsidence des bassins et du démantèlement des reliefs hercyniens voisins qui les alimentent. La sédimentation est de type fluvio-lacustre avec une évolution vers un comblement progressif des bassins. Les failles Est-Ouest jouent en distension provoquant des grabens et facilitent l'arrivée du magma.

Le volcanisme permien retrouvé majoritairement dans l'Estérel est associé à une extension continentale tardi-orogénique. On observe surtout un volcanisme acide, principalement fissural, à rhyolites et ignimbrites, en coulées importantes superposées, mais aussi des coulées réduites, des filons et des sills de volcanisme basique à intermédiaire (basaltes, dolérites, trachites quartzifères). La bimodalité du volcanisme permien de l'Estérel, avec dominance de laves acides mais présence bien réelle quoique minoritaire de laves basiques, est classique partout en France dans les terrains tardi-hercynens et pose le problème de l'origine de ce volcanisme associé aux zones de collision.

Le Trias, puis les autres terrains d'âge mésozoïque, sont nettement transgressifs et parfois légèrement discordants sur le Permien. À 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, cf. La mine de cuivre du Cap Garonne, le Pradet (Var) : visite de la mine et géologie du gisement ).

Figure 5. Les grès rouges du sillon Permien au niveau de Carqueiranne, entre Toulon et Hyères

Les grès rouges du sillon Permien au niveau de Carqueiranne, entre Toulon et Hyères

La photographie est prise en direction du Sud, non loin de la mine de cuivre de Cap Garonne. On aperçoit au premier plan les grès rubéfiés du Permien, en bancs inclinés vers le Sud.

En fond, à gauche, en direction du Sud-Est, on distingue la presqu'ile de Giens, rattachée géologiquement au massif hercynien des Maures.


Figure 6. Les grès rouges du sillon Permien au niveau de Carqueiranne, entre Toulon et Hyères

Les grès rouges du sillon Permien au niveau de Carqueiranne, entre Toulon et Hyères

La photographie est prise en direction du Sud, non loin de la mine de cuivre de Cap Garonne. On aperçoit au premier plan les grès rubéfiés du Permien découpés de diaclases, les bancs stratigraphiques étant plus proches de l'horizontale avec un pendage vers le Sud comme on le devine au centre de l'image ou comme le voit mieux encore sur l'image précédente.

En fond, à gauche, en direction du Sud-Est, on distingue la presqu'ile de Giens, rattachée géologiquement au massif hercynien des Maures.


Figure 7. Les grès rouges du sillon Permien au niveau de Carqueiranne, entre Toulon et Hyères

Les grès rouges du sillon Permien au niveau de Carqueiranne, entre Toulon et Hyères

La photographie est prise en direction de l'Est. On aperçoit, au premier plan et sur la falaise au fond à gauche, les grès du Permien, en bancs épais, plus ou moins rubéfiés, légèrement inclinés vers le Sud. Au sommet de la colline, un niveau de conglomérats triasiques minéralisés est nettement marqué dans le paysage par un banc plus clair. L'ancienne mine de cuivre de Cap Garonne exploitait ce niveau. On aperçoit également à l'horizon à droite, en direction du Sud-Est, la presqu'ile de Giens, rattachée géologiquement au massif hercynien des Maures.


 

Figure 8. Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

On aperçoit plusieurs niveaux horizontaux massifs correspondant à d'épaisses coulées superposées d'ignimbrites et de rhyolithes rouges.


Figure 9. Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

On aperçoit plusieurs niveaux horizontaux massifs correspondant à d'épaisses coulées superposées d'ignimbrites et de rhyolithes rouges.

En fond, en direction de l'Ouest, le massif hercynien des Maures, séparé du massif volcanique permien de l'Estérel par le sillon des roches sédimentaires du Permien.


Figure 10. Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Les épaisses coulées superposées d'ignimbrites et de rhyolithes rouges sont sculptées par l'érosion.


Figure 11. Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

On aperçoit plusieurs niveaux horizontaux massifs correspondant à d'épaisses coulées superposées d'ignimbrites et de rhyolithes rouges, plus ou moins sculptées par l'érosion.


Figure 12. Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

On aperçoit plusieurs niveaux horizontaux massifs correspondant à d'épaisses coulées superposées d'ignimbrites et de rhyolithes rouges.


Figure 13. Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

On aperçoit plusieurs niveaux horizontaux massifs correspondant à d'épaisses coulées superposées d'ignimbrites et de rhyolithes rouges. Les gorges du Blavet, au centre de l'image, entaillent profondément ces coulées.


Figure 14. Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Les gorges du Blavet, oued à sec sur cette image prise en été, entaillent profondément les coulées volcaniques.


Figure 15. Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Paysages de rhyolithes rouges de l'Estérel

Ici, en bord de mer, sur le chemin côtier juste à l'Est du port de Plaisance de Santa Lucia, à Saint Raphael, on observe bien la prismation de la coulée rhyolithique. Les prismes, presque horizontaux, sont vus soit dans leur longueur soit par la tranche. Cet affleurement se situe vraisemblablement à l'intérieur d'un dyke très large ou sur les bordures d'une intrusion à bords verticaux.


À consulter également sur ce thème :

Les massifs hercyniens stricto sensu

Quatre grandes unités métamorphiques et lithologiques se relayent dans le massif des Maures, avec une intensité croissante du métamorphisme d'Ouest en Est.

Figure 16. Carte métamorphique du massif hercynien des Maures-Tanneron

Carte métamorphique du massif hercynien des Maures-Tanneron

Cette carte illustre le degré croissant de métamorphisme (succession dalradienne ou barrovienne) d'Ouest en Est dans ces massifs hercyniens, et l'apparition des principaux minéraux indicateurs. Les sauts de métamorphisme délimitant les différentes unités correspondent à des contacts tectoniques.


L'unité occidentale des Maures : unité des schistes, quartzites et phyllades

Cette unité, en bleu foncé sur la carte métamorphique ci-dessus, constitue l'Ouest des Maures, l'essentiel de la presqu'ile de Giens, et des iles de Porquerolles et Port-Cros. Affleurant sur 15 à 20 km, elle est constituée d'une épaisse formation de roches faiblement métamorphiques : schistes (appelés localement phyllades), micaschistes et quartzites à passées de phtanites (roches sédimentaires siliceuses, à grain très fin, noires, souvent en lits centimétriques) et de quartzites blancs et roses.

Les protolithes de ces roches métamorphiques sont des sédiments assez fins : alternance d'argilites et de sables siliceux. Cette alternance est attribuée à une sédimentation rythmique de type turbidites (flyschs non-calcaires). La présence de plans de stratification (S0), souvent parallèles à la schistosité (S1), déformés mais encore visibles, atteste bien cette origine sédimentaire des roches.

Dans certains niveaux schisteux noirs, bien protégés des déformations par des niveaux de quartzites durs qui les encadrent, des graptolites ont été retrouvés (sites fossilifères du Fenouillet à l'Ouest d'Hyères et du Cap des Mèdes à Porquerolles). Ces graptolites sont d'âge Silurien (-430 Ma) et permettent d'avoir une idée approximative de l'âge des séries sédimentaires des Maures. Cependant, selon le modèle choisi (série sédimentaire continue dans tout le massif ou superposition anormale par le biais de chevauchements et de plis à grande échelle...) l'estimation de l'âge des protolithes des diverses unités peut fortement varier. La carte géologique de France au millionième attribue des âges allant du Briovérien au Dévonien.

Dans ces roches, séricite et chlorite remplacent les argilites et les grains de quartz issus du sable donnent naissance à des lits de quartzites. Ces minéraux caractérisent un métamorphisme de faible intensité (faciès schiste vert de basse température), qui s'intensifie vers l'Ouest (apparition des grenats). Des déformations importantes sont partout observables : plis, failles, schistosité.

Outre les roches sédimentaires, quelques niveaux d'amphibolites (roches métamorphiques d'origine basaltique, formées d'amphibole et de feldspaths calco-sodiques) et de leptynites (roches métamorphiques d'origine acide) sont observables. Ces intercalations acides et basiques correspondraient à des magmatismes basiques alcalins à tholéiitiques et acides associés, à affinité de plus en plus océanique. Un tel volcanisme bimodal est connu dans toute la chaine hercynienne sous le nom de « Groupe des Leptyno-Amphibolites » (GLA) et correspondrait à une situation de rift continental (prérift océanique), marqueur de l'ouverture de l'océan séparant le Gondwana de la Laurasia ensuite disparu suite à subduction. La petite taille de ces affleurements ne permet pas de les indiquer sur la carte géologique de France au millionième.

Figure 17. L'Ouest des Maures vu depuis la colline du château d'Hyères

L'Ouest des Maures vu depuis la colline du château d'Hyères

La photographie est prise en direction de l'Ouest. Les reliefs les plus proches font partie de l'unité occidentale des Maures, on y observe plusieurs affleurements de phyllades à la schistosité apparente. Le dernier relief à gauche est le Fenouillet où ont été retrouvés les graptolites d'âge silurien. Au-delà, en fond, on distingue les sommets abruptes de la Provence calcaire, séparés des Maures par le sillon permien.


Figure 18. Affleurement de phyllades de l'unité occidentale des Maures dans une ancienne carrière

Affleurement de phyllades de l'unité occidentale des Maures dans une ancienne carrière

Les plans de schistosité S1 et de stratification S0 sont ici parallèles, marqués par un fort pendage. La roche est une phyllade : schiste faiblement métamorphique riche en séricite, chlorite et quartz. Le visiteur au centre donne l'échelle.


Figure 19. Le littoral varois vu depuis la presqu'ile de Giens

Le littoral varois vu depuis la presqu'ile de Giens

Les ilots et iles de la rade de Hyères appartiennent géologiquement au massif des Maures. Cette image est prise en direction du Nord. En fond, les collines du Paradis et du Mont des Oiseaux, entre Hyères et Carqueiranne, sont constituées de roches sédimentaires mésozoïques chevauchant les roches du sillon permien.


Figure 20. Les phyllades de la presqu'ile de Giens

Les phyllades de la presqu'ile de Giens

La presqu'ile de Giens appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables. Les randonneurs, au centre de l'image,donnent l'échelle.


Figure 21. Les phyllades de la presqu'ile de Giens

Les phyllades de la presqu'ile de Giens

La presqu'ile de Giens appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables.


Figure 22. Les phyllades de la presqu'ile de Giens

Les phyllades de la presqu'ile de Giens

La presqu'ile de Giens appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables.


Figure 23. Les phyllades de la presqu'ile de Giens et des ilots proches

Les phyllades de la presqu'ile de Giens et des ilots proches

La presqu'ile de Giens appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables.

On aperçoit, à l'horizon à droite, les falaises de grès rouges du sillon permien (colline de la Colle Noire où se situe l'ancienne mine de cuivre de Cap Garonne), la rade de Toulon, et, à l'horizon à gauche, la presqu'ile de Saint-Mandrier faisant également partie de ce sillon permien.


Figure 24. Les phyllades de la presqu'ile de Giens

Les phyllades de la presqu'ile de Giens

La presqu'ile de Giens appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables.

Cette image est prise en direction du Nord. À l'horizon, les collines du Paradis et du Mont des Oiseaux, entre Hyères et Carqueiranne, sont constituées de roches sédimentaires mésozoïques chevauchant les roches du sillon permien.


Figure 25. Les phyllades de la presqu'ile de Giens

Les phyllades de la presqu'ile de Giens

La presqu'ile de Giens appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables.


Figure 26. Les phyllades de la presqu'ile de Giens

Les phyllades de la presqu'ile de Giens

La presqu'ile de Giens appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables. Au fond à droite, on aperçoit le bras sableux Ouest du double tombolo de la presqu'ile de Giens.


Figure 27. Les phyllades de la presqu'ile de Giens

Les phyllades de la presqu'ile de Giens

La presqu'ile de Giens appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables.


Figure 28. Les phyllades de la presqu'ile de Giens

Les phyllades de la presqu'ile de Giens

La presqu'ile de Giens appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables.


Figure 29. Détail d'un affleurement de phyllades de la presqu'ile de Giens

Détail d'un affleurement de phyllades de la presqu'ile de Giens

On distingue des niveaux plus sombres riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis à différentes échelles sont observables. Le quartz constitue parfois des filons (quartz d'exsudation). Les minéraux ferromagnésiens sont altérés d'où la présence d'oxydes de fer rouges.


Figure 30. Les phyllades de l'ile de Porquerolles

Les phyllades de l'ile de Porquerolles

La photographie est prise en direction du Nord-Ouest depuis l'ile de Porquerolles, qui appartient à l'unité occidentale des Maures. On observe l'ile au premier plan, puis en second plan la presqu'ile de Giens et le double tombolo, à droite de l'image, et enfin les reliefs marqués de la Provence calcaire en fond.


Figure 31. Les phyllades de l'ile de Porquerolles

Les phyllades de l'ile de Porquerolles

La photographie est prise en direction du Nord-Est depuis l'ile de Porquerolles, qui appartient à l'unité occidentale des Maures. On observe l'ile au premier plan, notamment le cap des Mèdes (où ont été retrouvés des graptolites d'âge silurien) à gauche de l'image, et les reliefs modérés du massif des Maures en fond.


Figure 32. Les phyllades de l'ile de Porquerolles

Les phyllades de l'ile de Porquerolles

L'ile de Porquerolles appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. La schistosité S1 parallèle aux plans de stratification S0 est bien visible ici.


Figure 33. Les phyllades de l'ile de Porquerolles

Les phyllades de l'ile de Porquerolles

L'ile de Porquerolles appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables.


Figure 34. Les phyllades de l'ile de Porquerolles

Les phyllades de l'ile de Porquerolles

L'ile de Porquerolles appartient à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. De très nombreux plis sont observables.


Figure 35. Les schistes de l'ile de Port-Cros

Les schistes de l'ile de Port-Cros

La photographie est prise en direction du Nord depuis l'ile de Port-Cros, qui appartient, pour sa partie Ouest, à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. Les grenats y sont également présents, signe d'un degré de métamorphisme plus poussé que dans les phyllades précédentes. De très nombreux plis sont observables. On distingue en fond les reliefs modérés du massif des Maures.


Figure 36. Les schistes de l'ile de Port-Cros

Les schistes de l'ile de Port-Cros

La photographie est prise en direction du Nord depuis l'ile de Port-Cros, qui appartient, pour sa partie Ouest, à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. Les grenats y sont également présents, signe d'un degré de métamorphisme plus poussé que dans les phyllades précédentes. De très nombreux plis sont observables. On distingue en fond les reliefs modérés du massif des Maures.


Figure 37. Les schistes de l'ile de Port-Cros

Les schistes de l'ile de Port-Cros

L'ile de Port-Cros appartient, pour sa partie Ouest, à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. Les grenats y sont également présents, signe d'un degré de métamorphisme plus poussé que dans les phyllades précédentes. De très nombreux plis sont observables, ainsi que des filons de quartz laiteux.


Figure 38. Les schistes de l'ile de Port-Cros

Les schistes de l'ile de Port-Cros

L'ile de Port-Cros appartient, pour sa partie Ouest, à l'unité occidentale des Maures. Les roches y sont principalement des phyllades : schistes faiblement métamorphiques riches en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. Les grenats y sont également présents, signe d'un degré de métamorphisme plus poussé que dans les phyllades précédentes. De très nombreux plis sont observables, ainsi que des filons de quartz laiteux.


Figure 39. Détail des schistes de l'ile de Port-Cros

Détail des schistes de l'ile de Port-Cros

La roche est une phyllade : schiste faiblement métamorphique riche en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. Les grenats y sont également présents (peu observables ici), signe d'un degré de métamorphisme plus poussé que dans les phyllades précédentes. De très nombreux plis sont observables, ainsi que des filons de quartz laiteux dégagés par l'érosion.


Figure 40. Détail des schistes de l'ile de Port-Cros

Détail des schistes de l'ile de Port-Cros

La roche est une phyllade : schiste faiblement métamorphique riche en séricite, chlorite, alternant avec des lits quartzeux. Les grenats y sont également présents (peu observables ici), signe d'un degré de métamorphisme plus poussé que dans les phyllades précédentes. De très nombreux plis sont observables, ainsi que des filons de quartz laiteux dégagés par l'érosion.


Figure 41. Niveau gréseux dans les phyllades sur le littoral Est de la rade d'Hyères près du fort de Brégançon

Niveau gréseux dans les phyllades sur le littoral Est de la rade d'Hyères près du fort de Brégançon

Photographie prise en direction de l'Ouest. En fond, la rade d'Hyères, la presqu'ile de Giens, et, à peine visible, tout à fait à gauche de la photo, l'ile de Porquerolles. Quelques filons de quartz laiteux subverticaux sont observables dans les grès quartzites.


Figure 42. Divers faciès des phyllades sur le littoral Est de la rade d'Hyères près du fort de Brégançon

Divers faciès des phyllades sur le littoral Est de la rade d'Hyères près du fort de Brégançon

On distingue des niveaux gréseux au premier plan (teintes jaunes et rouges), et plus fins, schisteux au second plan (teintes plus sombres). On devine une schistosité, des failles et des plis complexes.


Figure 43. Le fort de Brégançon, en fond, et des phyllades, au premier plan

Le fort de Brégançon, en fond, et des phyllades, au premier plan

On distingue quelques taffonis grossiers dans les niveaux gréseux du premier plan. En fond, en direction du Sud, le fort de Brégançon est juché sur un ilot de grès quartzites mis en relief par l'érosion.


Figure 44. Niveau schisteux dans les phyllades sur le littoral près de Brégançon

Niveau schisteux dans les phyllades sur le littoral près de Brégançon

Ces lits schisteux ont un grain plus fin. Les surfaces de schistosité S1 sont parallèles aux plans de stratification S0. Elles ont un aspect soyeux et scintillent au soleil en raison des nombreux phyllosilicates orientés dans le plan de schistosité (chlorites, séricites...). De nombreux plis et fractures sont observables. L'altération et les circulations hydrothermales laissent des traces d'oxydes de fer et quelques filons de quartz laiteux. Des taffonis, enfin, se développent dans ces niveaux tendres et altérables.


Figure 45. Détail du plan de schistosité dans les phyllades à grain fin près de Brégançon

Détail du plan de schistosité dans les phyllades à grain fin près de Brégançon

La surface de ce lit schisteux a un aspect soyeux et scintille au soleil en raison des nombreux phyllosilicates orientés dans le plan de schistosité (chlorites, séricites...). De nombreux grenats millimétriques, très altérés, sont présents, signe d'un métamorphisme plus poussé que dans les phyllades situées plus à l'Ouest. On observe également à cette échelle les plis, et des traces d'oxydes de fer dues à l'altération des minéraux ferromagnésiens.


À consulter également sur ce thème :

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

Cette unité, en jaune sur la carte métamorphique, est visible sur 10 à 20 km, et comprend, outre le centre du Massif des Maures, la majeure partie des iles de Port-Cros et du Levant. Elle est structuralement située sous l'unité occidentale des Maures, et est limitée à l'Est par des accidents (faille de la Garde-Freinet). Elle est constituée principalement de gneiss œillés (gneiss de Bormes), dans lesquels s'intercalent des gneiss micacés ou des micaschistes à grenat-staurotide-disthène.

Le protolithe plutonique des orthogneiss de Bormes est daté d'environ -540 Ma ("Cadomien", -580 ) -500 Ma, marqué 6 sur la carte de France au 1/1 000 000), et appartient au groupe de roches les plus anciennes des Maures (avec les gneiss de Saint-Tropez et le granite de Barral) : des granites datés de l'orogénèse cadomienne. Ces granites pourraient constituer le socle (croûte continentale) sur lequel se sont déposés les roches sédimentaires à l'origine des roches métamorphiques paradérivées des massifs des Maures et de Tanneron : schistes (phyllades), micaschistes, etc.

D'autres gneiss de l'unité centrale des Maures sont paradérivés : leur protolithe est un grès arkosique issus de l'érosion d'un socle anté-hercynien (Cadomien).

Enfin, les micaschistes à minéraux peuvent être interprétés comme issus des même roches sédimentaires gréso-pélitiques que les phyllades de l'unité occidentale des Maures.

Les minéraux caractéristiques des micaschistes (biotite, staurotide, puis disthène en allant vers l'Est) indiquent un métamorphisme plus poussé dans cette unité que pour les phyllades de l'unité occidentale des Maures : faciès schiste vert à amphibolite.

On retrouve par ailleurs localement les niveaux d'amphibolites et de leptynites (GLA).

Figure 46. Les Maures vues depuis la chapelle Notre Dame de Constance au-dessus de Bormes-les-Mimosas

Les Maures vues depuis la chapelle Notre Dame de Constance au-dessus de Bormes-les-Mimosas

La photographie est prise en direction du Sud-Est. On distingue, à droite de l'image, derrière l'agglomération du Lavandou, les collines des Maures, en fond à gauche de l'image l'Ile du Levant et en fond plus au centre l'ile de Port-Cros. Tous ces éléments appartiennent à l'unité centrale des Maures. Le château de Bormes, au premier plan, est construit en gneiss local.


Figure 47. Les gneiss de Bormes à proximité de la chapelle Notre Dame de Constance au-dessus de Bormes-les-Mimosas

Les gneiss de Bormes à proximité de la chapelle Notre Dame de Constance au-dessus de Bormes-les-Mimosas

Il s'agit de gneiss massifs à yeux de feldspath dont la schistosité est ici fortement redressée.


Figure 48. Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas

Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas

Les lits de gneiss sont visibles dans le paysage au second plan, avec un fort pendage vers la gauche de l'image (c'est-à-dire vers le Nord-Ouest). Le sommet de la colline, qui recoupe ces bancs, est une surface d'érosion. Largement retrouvée dans le paysage, elle correspond vraisemblablement à la surface de pénéplanation carbonifère, aujourd'hui réhaussée par la tectonique alpine.


Figure 49. Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas

Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas

Les lits de gneiss sont visibles dans le paysage au second plan, avec un fort pendage vers la gauche de l'image (c'est-à-dire vers le Nord-Ouest). Le même pendage est retrouvé dans les gneiss qui affleurent au premier plan.


Figure 50. Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas, détail

Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas, détail

Les lits de gneiss sont visibles dans le paysage au second plan, avec un fort pendage vers la gauche de l'image (c'est-à-dire vers le Nord-Ouest). Le même pendage est retrouvé dans les gneiss qui affleurent au premier plan.


Figure 51. Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas

Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas

Ces gneiss présentent une foliation marquée par une alternance de lits clairs et de lits sombres. Ils sont constitués principalement de quartz, biotite, muscovite plus rarement, et microcline en gros cristaux (faciès œillé). Le microcline apparait en gros cristaux dans les amandes blanches en remplacement d'anciens grands cristaux (porphyroïdes) d'orthose déstabilisée. Cette paragenèse est représentative de la zone à biotite et staurotide, faciès schiste vert à amphibolite. La chlorite et l'albite sont parfois présentes, or ces minéraux ne sont pas à l'équilibre avec la paragenèse principale et signent des conditions de métamorphisme moins intense : ils indiquent un métamorphisme rétrograde. Le faciès œillé évoque un granite à gros cristaux d'orthose. Des enclaves surmicacées présentes dans le gneiss de Bormes sont aussi un argument en faveur d'une origine magmatique pour le protolithe. La roche initiale étant une roche magmatique, le gneiss de Bormes est donc un orthogneiss. Le métamorphisme a pu être daté (Morillon et al., 2000) entre 320,6 ± 0,7 Ma et 317,1 ± 0,2 Ma (Carbonifère supérieur).


Figure 52. Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas, détail

Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas, détail

Ces gneiss présentent une foliation marquée par une alternance de lits clairs et de lits sombres. Ils sont constitués principalement de quartz, biotite, muscovite plus rarement, et microcline en gros cristaux (faciès œillé). Le microcline apparait en gros cristaux dans les amandes blanches en remplacement d'anciens grands cristaux (porphyroïdes) d'orthose déstabilisée. Cette paragenèse est représentative de la zone à biotite et staurotide, faciès schiste vert à amphibolite. La chlorite et l'albite sont parfois présentes, or ces minéraux ne sont pas à l'équilibre avec la paragenèse principale et signent des conditions de métamorphisme moins intense : ils indiquent un métamorphisme rétrograde. Le faciès œillé évoque un granite à gros cristaux d'orthose. Des enclaves surmicacées présentes dans le gneiss de Bormes sont aussi un argument en faveur d'une origine magmatique pour le protolithe. La roche initiale étant une roche magmatique, le gneiss de Bormes est donc un orthogneiss. Le métamorphisme a pu être daté (Morillon et al., 2000) entre 320,6 ± 0,7 Ma et 317,1 ± 0,2 Ma (Carbonifère supérieur).

Sur ce détail, on observe de plus un lit de quartz laiteux fortement déformé qui dessine un pli synschisteux.


Figure 53. Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas, détail

Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas, détail

Ces gneiss présentent une foliation marquée par une alternance de lits clairs et de lits sombres. Ils sont constitués principalement de quartz, biotite, muscovite plus rarement, et microcline en gros cristaux (faciès œillé). Le microcline apparait en gros cristaux dans les amandes blanches en remplacement d'anciens grands cristaux (porphyroïdes) d'orthose déstabilisée. Cette paragenèse est représentative de la zone à biotite et staurotide, faciès schiste vert à amphibolite. La chlorite et l'albite sont parfois présentes, or ces minéraux ne sont pas à l'équilibre avec la paragenèse principale et signent des conditions de métamorphisme moins intense : ils indiquent un métamorphisme rétrograde. Le faciès œillé évoque un granite à gros cristaux d'orthose. Des enclaves surmicacées présentes dans le gneiss de Bormes sont aussi un argument en faveur d'une origine magmatique pour le protolithe. La roche initiale étant une roche magmatique, le gneiss de Bormes est donc un orthogneiss. Le métamorphisme a pu être daté (Morillon et al., 2000) entre 320,6 ± 0,7 Ma et 317,1 ± 0,2 Ma (Carbonifère supérieur).

Sur ce détail, on observe de plus que la foliation est plissée secondairement, de multiples épisodes de déformation tectonique se sont succédés.


Figure 54. Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas, détail

Les gneiss de Bormes au niveau du col de Caguo-Ven, commune de Bormes-les-Mimosas, détail

Ces gneiss présentent une foliation marquée par une alternance de lits clairs et de lits sombres. Ils sont constitués principalement de quartz, biotite, muscovite plus rarement, et microcline en gros cristaux (faciès œillé). Le microcline apparait en gros cristaux dans les amandes blanches en remplacement d'anciens grands cristaux (porphyroïdes) d'orthose déstabilisée. Cette paragenèse est représentative de la zone à biotite et staurotide, faciès schiste vert à amphibolite. La chlorite et l'albite sont parfois présentes, or ces minéraux ne sont pas à l'équilibre avec la paragenèse principale et signent des conditions de métamorphisme moins intense : ils indiquent un métamorphisme rétrograde. Le faciès œillé évoque un granite à gros cristaux d'orthose. Des enclaves surmicacées présentes dans le gneiss de Bormes sont aussi un argument en faveur d'une origine magmatique pour le protolithe. La roche initiale étant une roche magmatique, le gneiss de Bormes est donc un orthogneiss. Le métamorphisme a pu être daté (Morillon et al., 2000) entre 320,6 ± 0,7 Ma et 317,1 ± 0,2 Ma (Carbonifère supérieur).

Sur ce détail, on observe de plus que la foliation est plissée secondairement, de multiples épisodes de déformation tectonique se sont succédés. La couleur rouge est due à altération des minéraux ferro-magnésiens (oxydes de fer).


Figure 55. Affleurement de l'unité centrale des Maures sur le sentier littoral entre le port du Lavandou et la plage Saint Clair

Affleurement de l'unité centrale des Maures sur le sentier littoral entre le port du Lavandou et la plage Saint Clair

La plage Saint Clair, au Lavandou, présente des affleurements exceptionnels des différentes roches constituant l'unité centrale des Maures. Ces roches alternent sur quelques mètres, ce qui est impossible à représenter sur une carte géologique, même au 1/50 000. Ici la photographie est prise sur le sentier côtier entre le port du Lavandou et la plage, en direction de l'Est. Les couleurs variées des roches à l'affleurement traduisent la diversité pétrologique ; leur aspect torturé signale d'intenses déformations tectoniques.


Figure 56. Affleurement de l'unité centrale des Maures sur le sentier littoral entre le port du Lavandou et la plage Saint Clair

Affleurement de l'unité centrale des Maures sur le sentier littoral entre le port du Lavandou et la plage Saint Clair

La plage Saint Clair, au Lavandou, présente des affleurements exceptionnels des différentes roches constituant l'unité centrale des Maures. Ces roches alternent sur quelques mètres, ce qui est impossible à représenter sur une carte géologique, même au 1/50 000. Ici la photographie est pris en direction de l'Est. La plage est située à gauche de l'image. La pointe de la Faussette et le Cap Nègre, appartenant géologiquement au massif des Maures, sont visibles en fond. Les couleurs variées des roches à l'affleurement traduisent la diversité pétrologique  leur aspect torturé signale d'intenses déformations tectoniques. Au premier plan, un groupe de roches d'aspect sombre, grisâtre, correspond à des amphibolites stricto sensu (méta-roches volcaniques basiques). Juste derrière, les roches dans les tons ocres correspondent à des gneiss.


Figure 57. Affleurement de l'unité centrale des Maures au niveau de la plage Saint Clair

Affleurement de l'unité centrale des Maures au niveau de la plage Saint Clair

La plage Saint Clair, au Lavandou, présente des affleurements exceptionnels des différentes roches constituant l'unité centrale des Maures. Ces roches alternent sur quelques mètres, ce qui est impossible à représenter sur une carte géologique, même au 1/50 000. Ici la photographie est pris en direction du Nord, vers la plage. Des collines appartenant au massif des Maures sont visibles en fond. Au premier plan, les roches ocres correspondent à des gneiss proches de ceux de Bormes, dont la foliation plissée est soulignée par l'érosion.


Figure 58. Affleurement de l'unité centrale des Maures au niveau de la plage Saint Clair

Affleurement de l'unité centrale des Maures au niveau de la plage Saint Clair

La plage Saint Clair, au Lavandou, présente des affleurements exceptionnels des différentes roches constituant l'unité centrale des Maures. Ces roches alternent sur quelques mètres, ce qui est impossible à représenter sur une carte géologique, même au 1/50 000. Ici la photographie est pris en direction du Nord, vers la plage. Des collines appartenant au massif des Maures sont visibles en fond. Au premier plan, les roches ocres correspondent à des gneiss proches de ceux de Bormes. Juste derrière, des roches d'aspect plus grisé correspondent à des micaschistes. On note la formation de taffonis dans ces différentes roches.


Figure 59. Affleurement de l'unité centrale des Maures au niveau de la plage Saint Clair

Affleurement de l'unité centrale des Maures au niveau de la plage Saint Clair

La plage Saint Clair, au Lavandou, présente des affleurements exceptionnels des différentes roches constituant l'unité centrale des Maures. Ces roches alternent sur quelques mètres, ce qui est impossible à représenter sur une carte géologique, même au 1/50 000. Ici la photographie est pris en direction du Nord, vers la plage. Au premier plan, un groupe de roches d'aspect sombre, grisâtre, correspond à des amphibolites stricto sensu (méta-roches volcaniques basiques). Juste derrière, les roches dans les tons ocres correspondent à des gneiss dans lesquels se développent des taffonis.


Figure 60. Détail des amphibolites de la plage Saint Clair

Détail des amphibolites de la plage Saint Clair

Ces roches d'aspect sombre, grisâtre, correspondent à des amphibolites stricto sensu . Le protolithe devait être une roche volcanique basique (laves basiques, et peut-être cendres volcaniques associées). Des litages sont observables : est-ce une stratification volcano-sédimentaire résiduelle ? une foliation métamorphique ? On note aussi la présence d'enclaves arrondies de gneiss ocres. L'ensemble est intensément déformé, plissé, avec un boudinage parfois observable dans les plis (ce boudinage signe une déformation ductile, à chaud). La paragenèse montre que le métamorphisme est ici plus intense qu'à l'Ouest du Lavandou : le faciès amphibolite est atteint.


Figure 61. Détail des amphibolites de la plage Saint Clair

Détail des amphibolites de la plage Saint Clair

Ces roches d'aspect sombre, grisâtre, correspondent à des amphibolites stricto sensu . Le protolithe devait être une roche volcanique basique (laves basiques, et peut-être cendres volcaniques associées). Des litages sont observables : est-ce une stratification volcano-sédimentaire résiduelle ? une foliation métamorphique ? On note aussi la présence d'enclaves arrondies de gneiss ocres. L'ensemble est intensément déformé, plissé, avec un boudinage parfois observable dans les plis (ce boudinage signe une déformation ductile, à chaud). La paragenèse montre que le métamorphisme est ici plus intense qu'à l'Ouest du Lavandou : le faciès amphibolite est atteint.


Figure 62. Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Ces roches d'aspect ocres sont proches des gneiss œillés de Bormes (voirci-dessus).


Figure 63. Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Ces roches d'aspect ocres sont proches des gneiss œillés de Bormes (voirci-dessus).


Figure 64. Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Ces roches d'aspect ocres sont proches des gneiss œillés de Bormes (voirci-dessus), mais le faciès œillé n'est pas général, et des paragneiss sont peut-être également présents. Quoi qu'il en soit, aucune stratification résiduelle n'est observable, ici, dans ces roches fortement métamorphisées (faciès amphibolite). On note ici, par ailleurs, la formation de taffonis.


Figure 65. Contact entre amphibolites et gneiss au niveau du chemin côtier entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Contact entre amphibolites et gneiss au niveau du chemin côtier entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Le port du Lavandou est visible en fond, en direction de l'Ouest, ainsi que le sentier côtier sur la droite de l'image. Au premier plan à gauche, on observe à nouveau les amphibolites sombres ; à gauche, il s'agit des gneiss de couleur ocre. L'association de ces diverses roches, à savoir amphibolites, gneiss et micaschistes des figures suivantes, peut intriguer : s'agit-il d'un mélange tectonique tardif, ou bien plus vraisemblablement de la transformation métamorphique d'une unité complexe, constituée d'un ancien socle granitique recouvert de sédiments gréso-pélitiques et de coulées volcaniques basiques ?


Figure 66. Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Ces roches d'aspect ocres sont proches des gneiss œillés de Bormes (voirci-dessus), mais le faciès œillé n'est pas général, et des paragneiss sont peut-être également présents dans ces roches fortement métamorphisées (faciès amphibolite).

Une déformation intense est ici bien visible, avec des plis divers, du boudinage (déformation ductile, à chaud), des quartz d'exsudation... Certains plis sont anisopaques avec un bourrage qui traduit un épaississement compressif ; d'autres sont cisaillés. On ne peut dire à l'aide de cette seule image si la déformation affecte une stratification initiale (S0, dans des paragneiss) ou une schistosité (S1).


Figure 67. Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Ces roches d'aspect ocres sont proches des gneiss œillés de Bormes (voirci-dessus), mais le faciès œillé n'est pas général, et des paragneiss sont peut-être également présents dans ces roches fortement métamorphisées (faciès amphibolite).

Une déformation intense est ici bien visible, avec des plis divers, du boudinage (déformation ductile, à chaud), des quartz d'exsudation... Certains plis sont anisopaques avec un bourrage qui traduit un épaississement compressif ; d'autres sont cisaillés. On ne peut dire à l'aide de cette seule image si la déformation affecte une stratification initiale (S0, dans des paragneiss) ou une schistosité (S1).

Notez la présence d'amphibolites plus sombres à l'arrière-plan.


Figure 68. Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Ces roches d'aspect ocres sont proches des gneiss œillés de Bormes (voirci-dessus), mais le faciès œillé n'est pas général, et des paragneiss sont peut-être également présents dans ces roches fortement métamorphisées (faciès amphibolite).

Une déformation intense est ici bien visible, avec des plis divers, du boudinage (déformation ductile, à chaud), des quartz d'exsudation... Certains plis sont anisopaques avec un bourrage qui traduit un épaississement compressif ; d'autres sont cisaillés. On ne peut dire à l'aide de cette seule image si la déformation affecte une stratification initiale (S0, dans des paragneiss) ou une schistosité (S1).

Notez la présence d'amphibolites plus sombres à l'arrière-plan.


Figure 69. Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Détail des gneiss de la plage Saint Clair

Ces roches d'aspect ocres sont proches des gneiss œillés de Bormes (voirci-dessus), mais le faciès œillé n'est pas général, et des paragneiss sont peut-être également présents dans ces roches fortement métamorphisées (faciès amphibolite).

Une déformation intense est ici bien visible, avec des plis divers, du boudinage (déformation ductile, à chaud), des quartz d'exsudation... Certains plis sont anisopaques avec un bourrage qui traduit un épaississement compressif ; d'autres sont cisaillés. On ne peut dire à l'aide de cette seule image si la déformation affecte une stratification initiale (S0, dans des paragneiss) ou une schistosité (S1).

Notez la présence d'amphibolites plus sombres à l'arrière-plan.


Figure 70. Micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Cette roche d'aspect plus finement litée que les gneiss présente une plus grande richesse en muscovite (donnant un aspect brillant aux surfaces exposées au soleil). Sa paragenèse comprend par ailleurs du quartz, des grenats (souvent oxydés) et des disthènes (baguettes bleutées d'où leur autre nom de cyanite ou kyanite). Cela indique des conditions de pression et de température caractéristiques d'un métamorphisme moyenne pression - moyenne température, faciès amphibolite (zone à biotite et disthène, voir la carte métamorphique). La différence avec les gneiss tient essentiellement à la nature du protolithe, qui est ici proche de celui des phyllades : roches sédimentaires gréso-pélitiques. Il s'agit donc sans ambigüité de roches métamorphiques paradérivées. Elles présentent comme les autres roches du secteur des traces de déformations tectoniques intenses.


Figure 71. Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Notez ici la richesse en muscovite, qui donne à la roche son aspect brillant, et en grenats sombres, oxydés, certains de taille centimétrique.


Figure 72. Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Notez ici la richesse en muscovite, qui donne à la roche son aspect brillant, et en grenats sombres, oxydés, certains de taille centimétrique.


Figure 73. Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

La paragenèse à muscovite, quartz, grenats et disthène est bien visible. Des traces d'oxydation colorent la roche.


Figure 74. Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

La paragenèse à muscovite (paillettes brillantes), quartz, grenats et disthène est bien visible.


Figure 75. Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

La paragenèse à muscovite, quartz, grenats et disthène est bien visible.


Figure 76. Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

La paragenèse à muscovite, quartz, grenats et disthène est bien visible.


Figure 77. Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

Détail des micaschistes à grenat sur le sentier littoral entre la plage Saint Clair et le port du Lavandou

La paragenèse à muscovite, quartz, grenats et disthène est bien visible.


À consulter également sur ce thème :

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

Cette unité, en bleu clair sur la carte métamorphique, est située structuralement sous la précédente dont elle est localement séparée par la faille de la Garde-Freinet. Elle affleure sur 3 à 6 km, et 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 du disthène à la sillimanite, anatexie), et par ses faciès variés avec, en particulier, des micaschistes à sillimanite et des migmatites à cordiérite.

On y observe de plus un complexe de leptynites et d'amphibolites bien développé (GLA) associé à des métagabbros et des serpentinites. Le magmatisme bimodal serait ici daté à -500 Ma, suivi d'un métamorphisme d'âge carbonifère (-328 Ma et -332 Ma d'après Morillon et al. (2000). Les petits affleurements locaux de serpentinite ont pu être interprétés comme des roches issues du métamorphisme de péridotites mantelliques ou de cumulats de base de croûte. Remarque : selon certains auteurs, les leptynites des Maures pourraient parfois dériver d'un protolithe sédimentaire (gréso-pélitique) et non volcanique acide.

Figure 78. La Chartreuse de la Verne, au cœur de l'unité de la Garde-Freinet dans les Maures

La Chartreuse de la Verne, au cœur de l'unité de la Garde-Freinet dans les Maures

Figure 79. Le portail de la Chartreuse de la Verne, au cœur de l'unité de la Garde-Freinet dans les Maures

Le portail de la Chartreuse de la Verne, au cœur de l'unité de la Garde-Freinet dans les Maures

Les pierres de taille qui constituent le portail sont en serpentinite locale.


Figure 80. Détail de la serpentinite du portail de la Chartreuse de la Verne, au cœur de l'unité de la Garde-Freinet dans les Maures

Détail de la serpentinite du portail de la Chartreuse de la Verne, au cœur de l'unité de la Garde-Freinet dans les Maures

Cette serpentinite pourrait correspondre à l'altération métamorphique de péridotites mantelliques ou de cumulats de base de croûte. Ses affleurements sont compris dans les GLA.


Figure 81. Détail de la serpentinite du portail de la Chartreuse de la Verne, au cœur de l'unité de la Garde-Freinet dans les Maures

Détail de la serpentinite du portail de la Chartreuse de la Verne, au cœur de l'unité de la Garde-Freinet dans les Maures

Cette serpentinite pourrait correspondre à l'altération métamorphique de péridotites mantelliques ou de cumulats de base de croûte. Ses affleurements sont compris dans les GLA.


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L'unité des gneiss orientaux : unité des migmatites et granitoïdes de Saint-Tropez-Sainte-Maxime-Tanneron

Cette unité, en orange et rose sur la carte métamorphique, 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), et d'amphibolites.

On trouve dans les amphibolites des reliques d'éclogites (méta-basaltes à grenat et pyroxène sodique, de très haute pression - basse température : étoiles sur la carte de France au 1/1 000 000) qui témoignent d'une croûte océanique subductée.

L'anatexie est particulièrement développée dans toute cette unité qui comprend de vastes intrusions granitiques (en rose sur la carte métamorphique, et en rouge à ronds blanc en surcharge, numéroté 15 et 17 sur la carte de France au 1/1 000 000). Cet épisode de fusion, daté du Carbonifère supérieur (environ -301 Ma d'après Morillon et al. (2000), serait dû à l'histoire tardive de la chaine : exhumation rapide des roches métamorphiques profondes, décompression adiabatique, et donc fusion partielle.

Figure 82. Échantillon du granite de Plan de la Tour, dans l'unité des gneiss orientaux

Échantillon du granite de Plan de la Tour, dans l'unité des gneiss orientaux

La règle donne l'échelle.

Les minéraux présents dans cette roche grenue sont le feldspath alcalin (orthose), légèrement rosé ici, le feldspath plagioclase, le quartz, le mica noir (biotite) et le mica blanc (muscovite). Il s'agit donc d'un granite stricto sensu selon la classification de Streckeisen. Sur la carte géologique de France au millionième, ce granite apparait de teinte rouge vif avec des ronds blancs signalant les granitoïdes peralumineux des zones de collision. Il s'agit essentiellement d'un granite d'anatexie crustale provenant de la fusion partielle hydratée de la croûte continentale. Des enclaves basiques incluses dans le granite correspondraient à un magma calco-alcalin issu de la fusion partielle du manteau. Le granite du Plan de la Tour aurait donc une origine partiellement hybride. La carte géologique de France au millionième le présente comme d'âge carbonifère (chiffre 17), ce qu'a confirmé l'étude de Morillon et al. (2000) : datation entre 301,6±1,1 Ma (Nord de Grimaud) et 304,4±2.7 Ma (à Reverdit). Le granite du Plan de la Tour est donc un granite tardi-tectonique.


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Conclusions sur le métamorphisme régional hercynien

Des traces d'un trajet métamorphique haute pression - basse température existent dans les Maures (reliques éclogitiques dans l'unité des gneiss orientaux). Elles traduisent l'existence au Dévonien d'une subduction océanique ayant précédé la collision hercynienne.

Le principal gradient métamorphique observable dans les Maures est cependant barrovien / dalradien (moyenne pression - moyenne température). Il traduit l'empilement de nappes de chevauchement dans un contexte de collision continentale. Cette collision entre deux supercontinents (la Laurasia au Nord et le Gondwana au Sud) est à l'origine de la chaine hercynienne ou chaine varisque. Les Maures en constituent la bordure Sud-Est en France continentale ; ce qui continuait la chaine varisque vers le Sud-Est se trouve maintenant en Corse, Sardaigne, Calabre... Au cours de cette histoire métamorphique principale, les terrains affleurant actuellement se sont transformés à des profondeurs situées entre 10 et 20 km de profondeur, et les parties les plus profondes ont pu atteindre des conditions pression-température permettant leur fusion partielle. Cet épisode majeur de l'histoire du socle se situerait vers -380 à -350 Ma. Tous les matériaux existant, magmatiques ou sédimentaires, y ont acquis une déformation tectono-métamorphique : les argiles et pélites se sont transformées en phyllades et micaschistes, les grès donnent des quartzites, les basaltes et gabbros donnent des amphibolites, les roches magmatiques siliceuses des leptynites, les granites des orthogneiss, les arkoses et grauwackes des paragneiss, et les calcaires des cipolins.

Outre cet épisode majeur, l'histoire métamorphique tardive (Carbonifère) est documentée par une remontée rapide des roches en surface associée à une fusion importante par décompression adiabatique. Cet épisode de rétrométamorphisme et d'anatexie crustale vient donc se surimposer au paroxysme de métamorphisme barrovien précédent. L'exhumation rapide, associée à une extension crustale, serait due à un contexte de transpression lors de l'histoire tardive de la chaine hercynienne, selon Rolland et al. ( 2009).

En conclusion, nous espérons que cet article vous aura donné envie d'en apprendre davantage, et surtout d'aller observer sur le terrain ces manifestations variées d'une histoire hercynienne complexe dans les massifs des Maures et de Tanneron. Les nombreux affleurements de qualité, situés à proximité voire directement sur le littoral varois, sont l'occasion de diversifier des séjours balnéaires et de ne pas bronzer idiot !

Références

A.-C. Morillon, G. Féraud, M. Sosson, G. Ruffet, G. Crevola, G. Lerouge, 2000. Diachronous cooling on both sides of a major strike slip fault in the Variscan Maures Massif (south-east France), as deduced from a detailed 40Ar/39Ar study , Tectonophysics, 321, 1, 103-126

Y. Rolland, M. Corsini, A. Demoux, 2009. Metamorphic and structural evolution of the Maures-Tanneron massif (SE Variscan chain): evidence of doming along a transpressional margin , Bulletin de la Société Géologique de France, 180, 3, 217-230