Le massif des
Maures et l'orogénèse varisque
Nous nous proposons de récapituler les
preuves tectoniques, métamorphiques et magmatiques accumulées lors des
randonnées sur le terrain concernant l'appartenance du Massif des
Maures-Tanneron à l'orogène varisque et de retrouver quelques jalons de
l'édification de ce Massif.
1. Au début était Rodinia
Rodinia "Terre Mère" regroupait il y a
environ 1,1 Ga (1,1 Milliard d'années) toutes les masses continentales
(cratons) connues.
Fig. 1.
Reconstitution paléogéographique (Document Wikipediia)2. Le démembrement de Rodinia
Il aboutit, il y a environ 750 Millions d'années à l'apparition de 2
super-continents
-au nord, Laurentia (Amérique du
nord), Baltica (Europe du nord) et Sibéria,
-au sud, Gondwana (Afrique,
Antarctique, Australie, Inde, Madagascar, Arabie, Chine, Europe du sud).
3. Dans les Maures, des vestiges contemporains de l'orogène cadomienne
Pendant le Protérozoïque-Cambrien
(-660 à 510 millions d'années), suite à la subduction du
plancher océanique sous Gondwana naît une chaîne de montagnes, la chaîne
cadomienne (Islande, Massif armoricain, Voges, Sud de l'Allemagne,
République Tchèque, Pologne, Espagne).
Dans les Maures, le granite de
Barral (à gros cristaux d'orthose) qui a été daté
radiochronologiquement de -580 Millions
d'années (Précambrien) est considéré comme le témoin d'un
métamorphisme qui a affecté un vieux socle lors des mouvements
orogéniques cadomiens.
En effet, le gneiss de
Bormes-les-mimosas est un métagranite
(roche métamorphique à gros cristaux
d'orthose et à enclaves micacées) de même composition chimique que le
granite de Barral voisin; on peut donc penser que ce gneiss proviendrait
d'une fusion partielle ou anatexie crustale du vieux socle de la région
lors de l'orogénèse cadomienne et serait
contemporain de la remontée de magmas granitiques formant alors des
plutons qui se sont mis en place au cours des mouvements tectoniques
(=granites syntectoniques).
4. Au Cambrien (-542 à -488 Ma)
Lors d'une période de distension l'Océan Lapetus s'ouvre entre
Laurentia et Baltica, puis l'Océan Rhéique entre Baltica et Gondwana.
5. A la limite du Cambro-Ordovicien, (il y a environ 490 Ma)
Dans un contexte tectonique divergent avec
amincissement crustal il y a formation d'un fossé d'effondrement ou rift
continental à l'emplacement du Massif central actuel suivi de
l'ouverture de l'Océan du Massif central.
Fig. 2. Reconstitution paléogéographique (d'après "Lithothèque du
Limousin").
Dans les Maures on rencontre des
alternances d'amphibolites et de leptynites associées à des
métagabbros (roches de la croûte terrestre) ou en renfermant des
enclaves.
Les amphibolites sont des roches,
riches en amphibole (hornblende), plagioclases et à relique de
pyroxène, qui seraient issues d'un protolithe de type gabbro ou
diorite (roches magmatiques plutoniques) ou de basalte (roche
effusive équivalente) qui aurait subi un métamorphisme ultérieur MP-MT-HT
de faciès amphibolitique.
Les leptynites, riches en plagioclases acides, grenat et biotite
sont auusi des roches métamorphiques issues de roches volcaniques
acides (rhyolite ou andésite) ou de métasédiments gréso-pélitiques.
Ces complexes seraient les témoins d'un volcanisme bimodal daté par
la méthode U/pb à -548 Ma sur le protolithe des
amphibolites et leptynites de la Croix Valmer suite à une distension de la croûte continentale, d'un rifting continental
avec remontée asthénosphérique provoquant une fusion partielle de la
croûte et du manteau sus-jacent (cf. Fig.3. diagramme P/T).
6. L'océanisation et la présence de
l'océan médio-européen (-550 à -420 Ma)
La croûte océanique se forme par
accrétion de matière au niveau d'une dorsale océanique;
l'amincissement crustal lors de l'expansion océanique induit une
décompression adiabatique (chute de pression à température
constante) provoquant la fusion partielle des péridotites du
manteau qui remontent donnant après refroidissement lent des
gabbros ou après refroidissement rapide des basaltes.
Au niveau d'une dorsale la
croûte est formée de sédiments recouvrant des basaltes en coussins
(pilllow lava), des basaltes massifs en filons et des gabbros; au
dessous le manteau supérieur est formé de péridotites.
Dans les Maures la présence de
métasédiments (sédiments métamorphisés) contenant des fossiles
marins sont des preuves de la présence d'un océan dans la région.
Ex1. Présence de sédiments
stratifiés.
Dans le Massif de Sicié, ou sur la
plage
du Cabasson à Brégançon on observe dans des séries
sédimentaires détritiques de type flysch la stratification qui est
bien visible. Ces séries ont été métamorphisées par la suite.
Ex2. Présence de fossiles marins.
On a en effet découvert d'abord dans le Massif du Fenouillet,
dépendance du Massif des Maures puis sur l'Île de Porquerolles des
fossiles de graptolites,
animaux marins coloniaux pélagiques.
Au Fenouillet les graptolites ont été
datés à -330 Ma et à
Porquerolles, Diplograptus tamariscus a livré un âge compris
entre -444 et -428 Ma.
7. L'expansion océanique
Le plancher océanique qui se forme de part et d'autre de la dorsale,
dérive vers les plateaux continentaux en s'hydratant et en se
refroidissant progressivement jusqu'à subduction au bout de 200 Ma
environ.
-EX1. Les
schistes et quartzites de Brégançon, contenant de la chlorite et des "fantômes" de chloritoïdes (taches brunes sur les quartzites) sont les témoins des transformations subies par des sédiments pélitiques déposés sur la croûte océanique, c'est à dire un métamorphisme hydrothermal de basse intensité BP-MP/MT (Basse à Moyenne Pression Moyenne Température), 400°C
correspondant à l'anchizone
ou épizone
Les sables donnant les quartzites et les sédiments argileux se transformant en schistes sériciteux; leur alternance est semblable aux dépôts actuels de type flysch océanique.
Le faciès métamorphisme qui est défini par une association minérale
caractéristique (paragénèse), chlorite-séricite, stable dans des
conditions limites de températures et de pressions est ici le faciès
schiste vert.
Sur le diagramme P/T ci-dessous il correspond à la zone B.
Sur le terrain, Rolland et al.,
(2009) le classent dans la zone à
chlorite et grenat du Massif des Maures (cf. Fig. 9).
Ex2. Les
micaschistes à minéraux du Col du Canadel
La roche est plissée
et foliée, formée d'une alternance de lits sombres
riches en micas et de lits plus clairs riches en quartz
blanc ou rose.
De gros cristaux ou phénocristaux de staurotide
ou staurolite et de feldspaths
(plagioclases) sont bien visibles ainsi que des grenats
de quelques millimètres.
La texture au microscope révèle la présence de paillettes de micas (biotite
et muscovite) qui ont recristallisé dans les plans de
foliation et des cristaux de sillimanite et de disthène.
Cette roche a subi des déformations et
des modifications minéralogiques à l'état solide dans un contexte
géodynamique de convergence, c'est une roche
métamorphique d'origine détritique ou pélitique.
L'étude de la paragénèse : staurotide+grenat+andalousite+disthène, (minéraux en équilibre avec des températures comprises entre 500 et 700 °C et pour des pressions comprises entre 0,4 GPa et,0,6 GPa) indique que ces roches ont subi un métamorphisme de moyenne intensité ou de mésozone correspond au faciès amphibolitique
(zone A sur le diagramme P/T Fig. 3).
Sur le terrain Rolland et al., (2009) le classent dans la zone à biotite+muscovite+sillimanite du
Massif des Maures.
8. La subduction de la marge
continentale et la fermeture de l'Océan du Massif central (-420 à
-380 Ma).
8.1. subduction océanique.
La suduction aurait débuté il y a 420
millions d'années (Silurien).
Fig. 4.
Reconstitution paléogéographique (d'apès " Lithothèque du Limousin").
Au nord, la fermeture de l'Océan Iapetus
par subduction sous Baltica est suivie de la collision des
continents Laurentia et Baltica formant le
super-continent Laurussia.
De cette collision naît la chaîne calédonienne (Chaines
scandinaves, Ecosse, Irlande, Appalaches).
Au sud, le continent Gondwana est séparé de Laurussia par l'Océan
Rhéique; de sa marge nord se détache plusieurs micro-continents dont Armorica
qui est séparé du premier par le petit Océan du Massif central.
A la fin du Silurien debute la fermeture de l'Océan du Massif central
par subduction océanique vers le nord (cf. schéma ci-dessous).
Fig. 5. Subduction et fermeture de l'Océan du Massif Central
La fermeture océanique se
poursuivant, la croûte océanique (riche en eau et riche en
sédiments hydratés), de plus en plus dense, plonge par gravité dans le manteau plus chaud. Une déshydratation se produit progressivement et les roches subissent un métamorphisme prograde passant alors d'un faciès schiste vert puis schiste bleu à un faciès éclogite à grenat avant de fondre dans le manteau (cf. Fig. 3. ci-dessus).
Ex. Les éclogites de la presqu'île de Saint Tropez.
Une preuve est fournie semble-t-il par ces écologites qui ont la m^me composition chimique qu'un basalte dont l'assemblage minéralogique grenats roses + clinopyroxène (omphacite) les caractérise;
elles se présentent en
enclaves dans des gneiss migmatitiques.
Elles auraient donc pour protolithe (roche mère) une roche basique du
plancher océanique (gabbro ou basalte) qui a subi une déshydratation
progressive et un métamorphisme Haute
Pression caractéristique du faciès
éclogite (présence de grenats minéraux anhydres) ; on peut donc formuler l'hypothèse d'une subduction en profondeur (de 40 à 60 Km) pour des températures basses. (cf. métamorphisme HP/BT faciès éclogite zone D sur schéma
M/T Fig. 3).
En effet quand la plaque océanique dense plonge dans l'asthénosphère, la subduction induit d'abord, pour une faible augmentation de la pression et de la température, la formation de roches métamorphiques de faciès
amphibolite (zone A Fig.3.) puis schistes
verts (zone B Fig.3).
La subduction se poursuivant la déshydratation des roches augmente et la pression P est de plus en plus élevée pour une augmentation de la température relativement faible; apparaissent alors de nouveaux minéraux anhydres et stables dans ces nouvelles conditions comme des grenats qui se forment à partir de 25-30 Km de profondeur; les nouvelles roches métamorphiques sont de faciès éclogite.
(1) plagioclase + augite
(clinopyroxène) + olivine (péridot) - H20-----
------------>plagioclase + clinopyroxène (omphacite) + grenat
soit basalte ou métagabbro ou amphibolite - H2O---------->éclogite
(déshydratation + P élevée)
8.2. La subduction continentale.
Quand la lithosphère océanique a
complètement disparu, la croûte continentale est entrainée et subit le
même sort. L'eau libérée lors de la subduction océanique percole vers le
manteau de la plaque chevauchante, l'hydrate, provoque l'abaissement du
point de fusion des péridotites et leur fusion partielle (qui peut aussi
être due à une surchauffe provoquée par l'affrontement de deux plaques
tectoniques continentales).Il y a métasomatisation du manteau
pour des profondeurs de 70 km environ et des températures de 1000 °C.
Des magmas se forment, riches en
amphibole et mica noir (minéraux hydratés); moins denses ils migrent
vers la surface et subiront des évolutions diverses.
Ces magmas bloqués par la croûte froide donneront des plutons de diorites et granodiorites soit après cristallisation fractionnée des plutons acides granitiques soit encore atteindre la surface sous forme d'émissions volcaniques d'andésite ou de rhyolites.
Fig. 6. Formation des éclogites
Ainsi dans les Maures a-t-on :
-des plutons de granitoïdes (Tonalites
du Prignonet et de Reverdi, Granites de Plan-de-la-Tour et de Tanneron),
°Les granitoïdes
des Maures proviennent de magmas granitiques issus de la fusion de
la croûte terrestre mélangés à des magmas d'origine mantellique.
-des épanchements de rhyolites..
Les serpentinites de La Verne considérées comme des amphibolites
serpentinisées renferment des cristaux de serpentine (antigorite,
chrysotile) et des cristaux de minéraux ferro-magnésiens (olivine +
clinopyroxène + orthopyroxène) c'est à dire qu'elles ont une
composition chimique comparable aux péridotites (roches du manteau qui
ont subi une hydratation) métamorphisées pour donner des amphibolites
qui ont été serpentinisées ensuite (les amphiboles se transformant en
serpentine). Ainsi des basaltes océaniques ont été métamorphisés en
éclogites et ces dernières en amphibolites (serpentines).
9. Collision et formation de la chaîne hercynienne ou varisque
(-340 à -310 Ma)
Fig. 7. Reconstitution paléogéographique (d'après "Lithothèque du
Limousin").
Au nord, au Dévonien débute la fermeture de deux domaines océaniques l'Océan Rhéïque par subduction vers le sud (Laurussia sous Armorica) et l'Océan Paléothéthys.
C'est, suite à la collision de deux grandes masses continentales Laurussia au nord et Gondwana au sud, que se forme en plusieurs phases (Laurussia contre Armorica puis Gondwana contre Armorica) outre les déformations ductiles subies par les roches et un métamorphisme synchrone, une réaction isostasique (cf. Fig. 15.) qui donne lieu à la formation de reliefs en surface de 5 à 6 km d'altitude et à la formation d'une racine de 60 à 80 Km de profondeur.
Cette chaîne de collision, la Chaîne Varisque (ou hercynienne en France) évoluera de la fin du paléozoïque entre 420-380 millions d'années et 320-290 millions d'années (Silurien-Carbonifère supérieur).
Elle courrait sur plus de 8000 Km entre l'Amérique centrale et l'Europe actuelles.
En Europe elle s'étendait du Portugal et du sud de l'Espagne, jusqu'au Caucase sur environ 3000 Km de long et 700 Km de large. Outre le Portugal et l'Espagne, on rencontre aussi ses "massifs anciens" en France, dans le sud-ouest de l'Irlande et de l'Angleterre, en Belgique, en Allemagne, en Tchéquie et en Pologne.
Pendant les ères secondaire et tertiaire la chaîne varisque a été morcelée lors des ouvertures des océans Thétys, Atlantique et Indien et les massifs méditerranéens ont subi des déplacements de plusieurs centaines de kilomètres et ont été dispersés par l'ouverture des bassins algéro-provençal et tyrrhénien.
Corsini et Rolland (2009) montrent que sa branche sud a été complètement déstructurée par l'orogène alpin, érodée et morcelée et qu'il en reste aujourd'hui des lambeaux
comme le Massif Central, les massifs des Vosges, des Ardennes, de Bavière, de Bohème, les Massifs cristallins externes des Alpes (Mont Blanc, Pelvoux, Belledone, Argentera), le Massif des Maures-Tanneron, la Corse et la Sardaigne, la Sicile et la Kabylie en Algérie.
Ces terrains
constituent actuellement le socle de l'Europe centrale et occidentale.
Fig. 8. Carte structurale de la chaîne varisque du Sud de
l'Europe (modifiée Corsini-Rolland).
Fig. 9. Principaux massifs variscains affleurant en Europe occidentale d'après M. Gerbault et al/ (2018) in Tecthtonophysics 746.
(BM) Massif de Bohème; (AM) Massif armoricain; (MC) Massif Central; (IM) Massif ibérique; (CO) Corse; (SA) Sardaigne; (MTT) Massif Maures-Tanneron.
La Chaîne varisque résulte donc de la fermetures de plusieurs bassins océaniques et de plusieurs collisions continentales d'âge variable.
L'édification du Massif Maures-Tanneron s'est déroulée en continue de la collision continentale du Dévonien précoce au Carbonifère tardif (Crévola et Pupin; 1994).
La subduction continentale qui a débuté dès le
Dévonien moyen s'arrête rapidement à cause de sa densité moindre par
rapport à l'asthénosphère.
Il subsiste des témoins de structures
postcollisionnelles polyphasées (Rolland, M. Corsini, A. Demoux):
9.1. Epaississement
crustal (-350 à -320 Ma).
Alors que les migmatites
des Maures orientales sont les témoins de la formation de
granites intrusifs, ces derniers sont la preuve d'un épaississement
crustal.
En effet leur formation exige des conditions de température et de
pression élevées qu'on ne rencontre qu'entre 50 et 70 km de profondeur,
ce qui nécessite un enfouissement des gneiss de la croûte continentale
(cf. Fig. 3).
Deux premières phases de structuration P1 et P2 se sont succédées comme
le montrent les micaschistes
des plages de Saint Clair (Le Lavandou) et du Rayol Canadel.
La phase P1 compressive donnant de grands plis isoclinaux dont les
foliations S1 et les linéations L1 ont été reprises et déformées par des
foliations S2 et des linéations L2.
9.2. Raccourcissement crustal (-320 à -300 Ma).
La phase P2 restructurant le massif
en régime transpressif; le "boudinage" des bancs de quartz dans
les gneiss
de la plage du Rayol entre deux lits incompétants est le
fait de contraintes cisaillantes. Un métamorphisme allant jusqu'à
l'anatexie était associé.
Au cours de ce raccourcissement Est Ouest des plis se chevauchent
formant de véritables nappes accompagnant le jeu de failles
décrochantes.
Fig. 10.
Epaisissement crustal et empilement de nappes d'après Corsini et
Rolland, 2009
Minéraux du métamorphisme: Chl=Chlorite; St=staurotide;
ky=Kyanite=Disthène; Sil=Sillimanite; Ms=Muscovite.
9.3. Différentes preuves de la collision hercynienne
dans le Massif des Maures
9.3.1. Les marqueurs tectoniques.
Les contraintes de compression provoquent dans des matériaux rocheux
deux sortes de déformations à l'état solide, les déformations
ductiles ou plastiques (déformations sans cassures) et les
déformations cassantes. Elles provoquent aussi l'apparition de
modifications structurales et sont accompagnées de métamorphisme.
9.3.1.1. Déformations ductiles.
Ex. Observation de
plis à différentes échelles depuis des plis kilométriques
jusqu'à des plis micromètriques qu'on nomme anticlinal ou synclinal
et antiforme et synforme quand on ignore leur âge relatif..
-Plis dans
les phyllades de Sicié.
-Plis
dans les schistes et les quartzites de Brégançon ou microplis
dans les phyllades de Giens.
-Plis isopaques dans les filons. Le pli conservant la même épaisseur
dans la charnière et dans ses flancs.
-Plis anisopaques dans les phyllades de Sicié ou dans les amphibolites
des Maures. La charnière du pli est plus épaisse que ses
flancs suite à un fluage des minéraux conséquence de l'effet de
contrainte de compression.
-Chevauchements et plis en
fourreau dans les gneiss de la plage du Rayol.
9.3.1.2. Déformations
cassantes, les failles.
Ex1. Observation de failles dans les Maures qui sont nées,
ont joué ou rejoué lors de plusieurs orogènes ou phases tectoniques
cadomienne, varisque ou alpine (souvent bien visibles en
cartographie).
Fig. 11. Isogrades et zones de métamorphisme dans les Maures
Fig. 12. Coupe lithotectonique simplifiée des Maures occidentales
(Var, France, 2002)(dans "Chevauchement et détachement dans les Maures occidentales"
JP. Bellot, G. Bronner, J. Marchand,
C. Laverne, C. Triboulet)
Fig. 13. Coupes géologiques du secteur de Cavalaire-Croix Valmer
(mêmes auteurs)
Dans les Maures on distingue
plusieurs types de failles :
- Failles normales: failles de Collobrières, de Bormes, de
Cavalaire, de La Garde-Freinet et faille de Grimaud-Pennafort.
De direction NNE-SSW elles sont responsables d'effondrements; elles
ont pu jouer en failles normales mais aussi en failles décrochantes
dextres ou senestres dans des contextes tectoniques différents de
compression ou d'extension.
°Ainsi les granitoïdes des Maures se
mettent-ils en place dans des cavités aménagées près des failles
lors d'une subsidence de la croûte.
°ou encore l'exhumation se produit par le jeu de failles de
détachement.
-Failles inverses: deux faisceaux de failles de direction W-E
responsables de chevauchements (Les Mayons au nord,
Pierrefeu-Collobrières et La Môle)
-Failles
coulissantes, décrochantes ou cisaillantes: ce sont souvent les
mêmes failles qui rejouent.
°Faille décrochante dextre: faille de Grimaud lors de la
mise en place du granite de Plan-de-la-Tour et de la formation des
cataclastites.
°Faille décrochante senestre: failles responsables du
découpage des Maures en chaînes longitudinales (chaîne de la Sauvette, chaîne des Îles d'Hyères séparées par
des vallées profondes).
°Failles subissant des contraintes obliques avec
raccourcissement ou extension responsables de déformations en transpression
ou en transtension.
Ainsi les structures "en fleur", les amandes de cisaillement bien
visibles sur la bordure ouest du granite du Rouet (G. Crévola)
ou dans le bassin houiller de Plan-de-la-Tour sont des déformations
transpressives.
Fig. 14. Transpression |
Fig. 15. Transtension
|
Ex2.
Observation de failles dans les filons.
9.3.1.3. Apparition de modifications structurales
Ex1. Observation de schistosités:
-dans les phyllades de
Sicié ou dans les phyllades de Brégançon (avec réfraction de
la schistosité),
-dans les micaschistes
et les gneiss de la plage de Canadel.
Ex2. Observation de foliations
-dans les gneiss
de Bormes-les-mimosas,
-dans les gneiss du Rayol.
Ex3. Observation de linéation d'étirement et de crénulation:
_dans les migmatites
de la plage de Tahiti (Cap Pinet).
-dans les migmatites
de la carrière de Reverdi.
9.3.2. Les marqueurs métamorphiques.
La collision aurait provoqué un
épaississement de la croûte continentale avec en surface la
construction d'une montagne emprisonnant des vestiges de l'ancienne
croûte océanique (complexe leptyno-amphibolitique) et en
profondeur la formation d'une racine orogénique entrainant une fonte
partielle des roches crustales donnant des migmatites.
°Le complexe leptyno-amphibolitique de la Croix-Valmer (métabolisme de faciès amphibolitique) a été daté de 328
Ma à 332 Ma (Carbonifère inférieur).
°Le complexe leptyno-amphibolitique à métagabbros (faciès
granulitique) dans l'Unité de La Garde Freinet serait le témoin d'un métabolisme HT (G. Crévola).
°Les migmatites de la plage de Tahiti (Saint-Tropez)
aurait pour protolithe un gneiss œillé à mica noir et
sillimanite témoignent d'un métamorphisme
HP-HT (catazone) et d'un début de fusion anatectique.
°Les éclogites
de la plage de Tahiti (St Tropez) ont subi un métamorphisme HP de forte intensité de faciès éclogite (catazone)
Conclusion.
Ainsi dans les Maures on obseve un métamorphisme
croissant d'ouest en est, de faciès schiste vert à amphibolite
(métamorphisme Moyenne Pression Moyenne Température de type
Barrowien) dans les Maures occidentales jusqu'à un métamorphisme de
HP de faciès éclogite dans les Maures orientales.
On assiste
également à la mise à l'affleurement de roches d'origine profonde,
suite à l'érosion et l'effondrement du massif.
10. Exhumation
Une troisième phase de déformation
tectonique post métamorphique P3 aurait donné naissance à de grands
antiformes et synformes en dômes et en cuvettes associés au
fonctionnement des grands accidents décrochants comme la faille de La
Garde Freinet et à un début d'exhumation de la chaîne.
Pour Corsini et Rolland (2009), les mouvement extensifs du Carbonifère et
le rejeu de la faiile de Grimaud-Joyeuse en dextre serait responsable
d'un amincissement crustal, de l'effondrement du massif et de
l'exhumation des formations profondes suite à un rééquilibrage
isostatique.
Fig. 16. Exhumation du Massif
des Maures (d'après Corsini et Rolland 2009).
Pour Schneider&Coll (2014), l'édification de la Chaîne varisque aurait été suivie d'un effondrement post-orogénique et d'une exhumation de la racine orogénique (croûte inférieure partiellement fondue); elle aurait commencée pendant la convergence (345 Ma) et se serait poursuivie pendant 20 Ma.
Les instabilités gravitationnelles et un échauffement intense seraient responsables lors d'une phase de distension de la remontée des granulites et de complexes magmatitiques de faible viscosité à travers une croûte supérieure froide.
L'érosion de surface aurait ensuite mis à nue ces formations.
Preuves.
Les éclogites de la presqu'île de Saint Tropez
Elles sont issues de la réaction (1)
(1) plagioclase + augite (clinopyroxène) +
olivine (péridot) - H20------
--->plagioclase +
clinopyroxène (omphacite) + grenat
amphibolite - H2O-------->éclogite
déshydratation + P élevée
(cf.
trajectoire rouge 1+2 d'un gabbro sur diagramme P/T Fig. 3)
Elles contiennent des
grenats entourés d'une auréole blanche de métamorphisme riche en
plagioclase (albite) et amphibole; elles se seraient donc retrouvées
dans de nouvelles conditions P/T où
(2)
plagioclase +omphacite + grenat + H20-----> albite +
amphibole (hornblende), l'inverse de la réaction (1).
éclogite + H20--------->amphibolite
hydratation + P moins élevée
Ces éclogites ont donc dû
subir un métamorphisme rétrograde lors
d'une remontée, la plaque continentale plongeante moins dense que
l'asthénosphère qui n'ayant pu s'enfoncer plus profondément serait
remontée sous l'effet de la poussée d'Archimède (cf.trajectoire rouge 3
d'un gabbro sur diagramme P/T Fig. 3).
Fig. 17.
Mécanismes de l'exhumation
Sous l'effet de l'érosion
qui a débuté dès la surrection des premiers reliefs et de l'isostasie (la différence de densité entre la croûte continentale et l'asthénosphère plus dense fait que la poussée d'Archimède tend à faire remonter les formations profondes; la montagne tend alors vers un profil d'équilibre, la pénéplaine.
La croûte s'amincit, l'altitude diminue, la mise à l'affleurement de
formations profondes se fait et l'extension généralisée qui succède à la compression entraîne un effondrement vers l'ouest.
C'est dans ce contexte que se mettent en place des injections
magmatiques (migmatites de Reverdi, tonalites de Reverdi et du
Prignonet, Granites d'anatéxie de Plan-de-la-Tour et du Rouet
puis les intrusions d'aplite formant la coiffe et la bordure des massifs granitiques et les intrusions de pegmatites formant des filons sous l'influence d'éléments minéralisateurs.
Au Carbonifère moyen des fossés d'effondrement apparaissent le long de l'accident de Grimaud-Pennafort lors d'une phase de distension normale pour certains géologues ou apparaissant en contexte coulissant (décrochement dextre en transtension avec cisaillement et extension délimitant des bassins
de type "pull apart" pour d'autres géologues. A la fin du
Carbonifère se mettent en place des granitoïdes comme le Granite de
Plan-de-la-Tour ou du Rouet (301,8 ± 2,7 Ma) U-pb sur zircon et monazite Duchesne et al., 2013.
Dans le petit bassin houiller de Plan-de-la-Tour les schistes noirs à passées charbonneuses du Stéphanien supérieur (306,5 ± 1 - 299,0 ± 0,8 Ma) qui ont livré une riche flore de Gymnospermes du genre Walchia
(Coniférales) et de fougères arborescentes (Ptéridophytes) des genres
Calamites (Equisétales) et Sigillaires (Lycopodiales), témoignent de
dépôts de sédiments détritiques provenant du démantellement du massif
des Maures dans de petits fossés nord-sud intra continentaux nés suite à des coulissages tardi-orogéniques.
Lissés, faillés, écaillés, on rencontre en Provence d'autre
fossés nord-sud, les bassins de Joyeuse-Pennafort, du Reyran dans les
Maures ou des Playes à Six-Fours.
Après la collision on assiste donc à un réquilibrage thermique et
mécanique.
Enfin des déformations
tardi-orogéniques (300-280 Ma) consécutives au rejeu des failles
en cisaillement oblique associé à un raccourcissement en
transtension sont responsables de structure en fleur du massif et
de lenticulation en bordure.
Pendant le Permo-Trias
l'érosion est active provoquant l'arasement de la chaîne (-295
à -245 Ma) mettant à nu les formations profondes et comblant les
fossés d'effondrement (Bas Argens)..
C'est le rifting du Permien qui est responsable de la séparation Maures-Tanneron alors que la dissociation Corse-Sardaigne du Massif des Maures-Tanneron s'est produite au Miocène lors de l'ouverture des bassins d'arrière arc méditerranéens avec une rotation antihoraire de 55° (Guegen, 1995; Gattaccecca et al., 2007).
11. Un modèle
conceptuel
Fig. 18. Un modèle conceptuel de la
branche sud de l'orogène varisque en Europe
à partir de l'exemple du Massif Maures-Tanneron
Fig. 19. Essai de reconstitution schématique de l'histoire
géologique du Massif des Maures.
En conclusion, le Massif des Maures-Tanneron est considéré comme un fragment sud de la chaîne varisque; il montre un métamorphisme croissant d'ouest en est dont le marqueurs sont des associations minérales ou
paragénèses.
En effet on voit l'apparition et la disparition successive d'ouest
vers l'est de minéraux comme la chlorite, la biotite, le grenat, la
staurotide, le disthène, la sillimanite, la muscovite qui témoignent
d'un gradient croissant de T et P lors d'un enfouissement progressif
jusqu'à 70 km de profondeur de matériaux rocheux qui ont subi un début
de fusion.
Ces roches métamorphiques sont traversées par des plutons de granitoïdes et par des roches mafiques Haute Pression comme des éclogites
rétrogradées dans le faciès granulite puis amphibolitique. (e.g Cortesogno et al., 22004; Cruciani et al., 2006).
mise à jour 02.02.2017 & 08.2018
& 16.05.2020 & 03.2021 &07.2021
