Les granites du Massif des Maures et de Tanneron

1. Le granite de Plan-de-la-Tour et le granite du Rouet

Après le péage du Muy, sur l'autoroute Toulon-Nice prendre la D25 en direction de Sainte-Maxime, puis la D74 en directionde Plan-de-la-Tour.

    1.1. Mode de gisement.

Le Massif des Maures et le massif du Tanneron présentent des structures analogues et des formations magmatiques et métamorphiques équivalentes (Creveola et Pupin, 1994).

En effet le granite de Plan de la Tour (Maures) et le granite du Rouet (Tanneron) sont de même type; ils se présentent sous la forme de petits massifs au sein d'antiformes limités par des failles, accident de Gimaud-Pennafort (Maures), accidents de Joyeuse et de Fontcounille (Tanneron).

Fig.1. Carte géologique du Massif des Maures
(d'après Delfaud et Toutin-Morin (1993) modifié).


Fig. 2. Carte schématique de l'antiforme du Rouet
d'après Toutin-Morin et al. (1994); Onézime et al. (1999); Rolland et al. (2009).

Ces granites sont limités par des accidents tectoniques. La faille de Grimaud, dans les Maures, qui se prolonge par la faille de Joyeuse dans le Tanneron, sépare les Maures orientales (migmatites) des Maures  centrales (micaschistes et gneiss migmatitiques). La faille de Lagarde-Freinet sépare les Maures centrales des Maures occidentales (phyllades, micaschistes et gneiss de Bormes).

Les granites sont intrusifs dans les tonalites et les migmatites. Le rejeu des failles a provoqué l'apparition de fossés d'effondrement comblés par des formations détritiques charbonneuses (Houiller de Plan-de-la-Tour et du Reyran, de Pennafort et du Tanneron) .

Faille
Fig. 3. Faille de Grimaud

A gauche arkoses de Roquebrune, au centre zone de roches broyées, à droite granite de Plan-de-la-Tour.

La faille, avec un pendage de 70° vers le nord, se trouve dans une zone de plusieurs mètres de large injectée de filonnets de quartz et de barytine.

Zone de contact
Fig. 4. Granite de Plan-de-la-Tour
(1) Arkoses permiennes de Roquebrune-sur-Argens, (2) zone de contact, (3) granite de Plan-de-la-Tour.

Les encaissants de ces granites sont des granitoïdes comme les tonalites (tonalites de Reverdi dans les Maures, tonalites du Prignonet dans le Tanneron) ou des roches métamorphiques (migmatites, gneiss migmatitiques).


Fig. 5. Filon d'aplite dans la tonalite de Reverdi


Fig. 6. Tonalite de Prignonet (Photo. G. Crevola)

Les tonalites sont des roches magmatiques grenues à grain fin de quartz, plagioclases, hornblende et biotite contenant des minéraux accessoires comme le sphène, le zircon, l'apatite, la magnétite. Ce sont des diorites quartziques.
A partir d'un magma calco-alcalin enrichi en eau, issue de la fusion partielle du manteau supérieur, dans le contexte tectonique de l'orogénèse vaisque; elles cristallisent en profondeur et à la faveur des failles constituent des plutons qui s'insèrent dans les roches déjà en place.
C'est le cas des tonalites de Reverdi insérées dans les migmatites ou de celles du Rouet dans des gneiss migmatitiques (cf. fig.2)..
L'âge des tonalites de Reverdi déterminé par la méthode U-pb est de 344 Ma et leur mise en place de 301 ± 0,6 Ma par Mourillon et al.; (2000).

    1.2. Les roches

        1.2.1. Granite de Plan-de-la-Tour


Granite de Plan-de-la-Tour
Fig. 7. Structure à l'œil nu.

1= Feldspath orthose, 2=Plagioclase, 3= Quartz, 4=mica noir

Lame mince LPA
Fig. 8. Lame mince en lumière Polarisée Analysée

F= feldspath orthose mâclé Carlsbad, Q=quartz, P=feldspath plagioclasique, MN= mica noir

Le granite de Plan-de-la-Tour est une roche grenue, entièrement formée de cristaux de grande taille (holocristalline porphyroïde):
-mica noir (biotite) brillant, clivable, brun jaune en lumière polarisée,
-mica blanc (muscovite),
-feldspath potassiques orthose blanc ou rose, gris bleu en lumière polarisée, mâclé en cristaux de grande taille (plusieurs cm),
-feldspath sodicalciques plagioclases (oligoclase et andésine),
-quartz, gris à éclat gras, blanc avec extinction en lumière polarisée,
-cordiérite peu abondante..
Les proportions de feldspaths alcalins et de plagioclases étant à peu près égales on parle de monzogranite.
En observant une lame mince on note la présence de cristaux de biotite à l'intérieur de cristaux de feldspath bien formés ce qui n'est pas le cas des cristaux de quartz; l'ordre de cristallisation est donc le suivant: mica, feldspath et quartz.

En conclusion : le granite est issu d'un magma qui a donné des filons qu'on retrouve dans les migmatites de Reverdi lors de sa mise en place; un magma qui a cristallisé lentement (gros cristaux d'orthose) en profondeur et qui postérieurement a été aussi traversé par des "jus circulants", des fluides minéralisateurs, comme l'attestent les nombreux filons.

      
        1.2.2. Le granite du Rouet


C'est aussi uranite alumineux de feldspath orthose, de biotite, de quartz et de gros cristaux souvent altérés, vert sombre de cordiérite (silicate alumineux ferro-magnésien).

   1.3. Origine du magma granitique
granite Plan de la Tour liquidus solidus
Fig.10. Courbe Pression/Température pour une roche de composition granitique
(D'après H. Winkler modifié).
(1). solidus du système quartz+albite+orthose en présence d'eau
(2). solidus d'un granite sec à biotite
(3). liquidus 4% eau
(5). solidus du système quartz+albite+orthose à sec et sans la présence de minéraux contenant des radicaux OH.


Les expériences réalisées au laboratoire sur des roches de composition granitique en présence d'eau (cas des roches sédimentaires ou d'un gneiss soumis à une fusion partielle qui fournissen un liquide de composition granitique (quartz+albite+orthose) montrent que:

- soumises par exemple à des pressions de 0,4 GPa, elles subissent un début de fusion-vers 650°C (Point A sur la courbe (1) du solidus) correspondant à une profondeur de 15 Km, pour donner des magmas de composition migmatitique).

-alors que pour un granite à biotite sec (point B sur la courbe (2) il faut atteindre une température de 740°C,

-et qu'il faut une température de 930°C (Point C sur la courbe (5) du solidus) pour un granite sec sans la présence de minéraux à radicaux oxydriles OH.

    1.4. Origine du granite de Plan-de-la-Tour.

Le granite contient plusieurs types d'enclaves; les enclaves de migmatites qui sont d'anciens gneiss de la croûte continentale partiellement fondue en présence d'eau; feldspath et quartz donnant un magma granitique et le résidu (micas notamment) donnant un magma non miscible formant des enclaves surmicacées.

Enclave basique
Fig. 11. Enclave basique micacée dans le Granite Plan-de-la-Tour.

Enclaves basiques5
Fig.12. Autres enclaves basiques dans le granite de Plan-de-la-Tour.

Par contre, les enclaves de tonalites proviennent d'un magma calco-alcalin d'origine mantellique.

Le granite de Plan-de-la-Tour est donc un granite hybride formé d'un mélange de deux magmas, un magma d'anatexie crustale et un magma calco-alcalin mantellique différencié.

Ce granite associé à des roches métamorphiques en est le terme ultime, l'anatexie ou fusion partielle de la croûte continentale.

Quel est le devenir des magmas d'anatexie crustale?

Granite Plan de la Tour migration d'un magma granitique
Fig.13. Possibilité de migration d'un magma granitique dans la croûte terrestre

Un magma granitique d'anatexie crustale (A) récemment formé a une densité inférieure au solide qui lui a donné naissance et a donc tendance à remonter vers la surface; mais il rencontre très rapidement les conditions de solidification en (B) sur la courbe du solidus et forme donc un massif de migmatites ou d'anatexites en profondeur.

S'il y a une surchauffe (C) dans un contexte tectonique, sa migration peut se poursuivre vers la surface et donner naissance à un massif granitique à bords circonscrits ou pluton, en (D), intrusif dans les roches qu'il traverse.

Lors de sa migration le magma a pu utiliser  les fractures de l'écorce terrestre, former un batholite sans auréole de métamorphisme de contact car il a migré à travers des roches formées à haute température et émettre des filonnets dans l'encaissant.

Dans les Maures, sur le front de taille de la carrière de Reverdi on peut observer les différents granitoïdes c'est le cas du granite de Plan-de-la-Tour et du Rouet qui sont des granites diapirs ou intrusifs qui ont plus ou moins "digéré" les roches traversées (subsistant sous forme d'enclaves qui se mettent en place successivement dans le socle migmatitique des Maures.


Fig. 14. Carrière de Reverdi

1. Les migmatites qui constituent le plancher et la partie est de la carrière à droite sur la photo, (on se reportera au chapitre "Les migmatites du Massif des Maures" se rencontrent ausi sous la forme d'enclaves à gros cristaux dans le granite et la tonalite de  Plan-de-la-Tour ainsi que dans la tonalite et le granite du Rouet. Leur mise en place est donc antérieure à celles de ces fomations.

Enclaves de migmatites
Fig. 15. Enclave acide de migmatites (2) à gros cristaux de feldspath (1) dans le granite de Plan-de-la-Tour

2. Les tonalites. (cf. Fig. 5)

Au centre de la carrière, où elles étaient exploitées, elles sont traversées par des filons d'aplite et de pegmatite dont la mise en place lui est donc postérieure.

3. Le granite de Plan-de-la-Tour.

Au centre sur la photo (Fig. 14) traversé par un filon d'aplite clair.

4. Les filons d'aplite.


Fig. 16. Coupole d'aplite (en haut), 2 filons d'aplite, tonalite de Reverdi (en bas).

L'aplite est un granite clair (leucocrate) à grain fin (quartz+Feldspath abondants+éléments ferro-magnésiens peu abondants). Il forme les bordures, une coupole qui coiffe le granite et des filons qui recoupent le granite de Plan-de-la-Tour ou la tonalite Ces filons d'aplite sont issus de jus résiduels de fin de cristallisation du batholite granitique.

5. Les filons de pegmatite.

La pegmatite est un granite à gros cristaux (Quartz+Feldspath orthose+grenats) de même origine que l'aplite mais qui a subi un refroidissement lent

6. Les cumulats.

Ce sont des granitoïdes à gros cristaux maclés Carlsbad, d'orthose provenant de la cristallisation fractionnée du magma dont les gros cristaux se sont sédimentés par gravité dans la poche magmatique; ils contiennent des enclaves basaltiques sombres  à structure microlitique.

7. Autres filons sombres à l'ouest de la carrière.

    7.1. filons de dolérites.

Ce sont des basaltes alcalins doléritiques (à texture microgrenue) provenant de la fusion du manteau mis en place au Permien dans un contexte tectonique de divergence, en effet ces filons recoupent toutes les roches précédentes.

Filon de basalte

Fig.17. Filon de basalte doléritique (1) recoupé par un filon de rhyolite (2) dans le granite de Plan-de-la-tour.
Le premier est plus ancien que le second.

    7.2. Filons de ryolithes.

Les rhyolites vertes ou rouges sont des roches extrusives, des roches magmatiques acides, de composition granitique, dévitrifiées ou pyromérides.

Enclave rhyolitique
Fig. 18. Filon de rhyolite fluidale verte dans le granite de Plan-de-la-Tour

Conclusion

Dans la région de Plan-de-la-Tour il y a eu mise en place de différents magmas qui se sont succédés dans l'ordre:

migmatite --> tonalite --> granite et son cortège filonniens aplites et pegmatites --> filons de dolérites --> filons de ryolithes

2. Âge de quelques roches du Massif des Maures et du Tanneron

Tonalite de Reverdi 344 Ma U-pb
Moussavou (1998)
Granite Plan-de-la-Tour 329 ± 5 Ma U-Pb sur monazite Moussavou, (1998)
Granite Plan-de-la-Tour 329 ±  3 Ma U-Th-Pb sur monazite Oliot et al.  (2015)
Granite Plan-de-la-Tour (Nord Grimaud) 301,6 ± 1 Ma 40Ar/39Ar Morillon et al. (2000)
Granite Plan-de-la-Tour (Reverdi) 304 ± 3 Ma 40Ar/39Ar Morillon et al. (2000)
Granite du Rouet 301,8 ± 2,7 Ma U-Pb sur monazite Demoux et al. (2008)
Granite du Moulin Blanc 301 Ma U-Pb sur  zircon et monazite Duchesne et al. (2013)
Granite de Camarat 298 ± 8 Ma Rb/Sr sur roche totale Amenzou (1988)

Remarque: localement les tonalites et les granites auraient pu être rajeunis par des fluides hydrothermaux circulants, ce qui expliquerait les différences de datation.

Compte tenu de leur âge les granites des Maures et du Rouet appartiennent à des batholites différents, mis en place dans les tonalites plus anciennes, dans des contextes tectoniques semblables à des stades différents. Compte tenu que la mise en place d'un batholite se fait en moins de 1 Ma, le granite de Plan de la Tour se serait mis en place il y a environ 305 Ma et le granite du Rouet il y a 302 Ma vraissemblablement comme ceux de la presqu'île de Saint-Tropez d'après G.Crévola. Le granite de Camarat serait le dernier pluton mis en place il y a 299-300 Ma dans les gneiss œillés migmatitiques de Saint-Tropez datés de 301-302 Ma.

Les granites de Plan-de-la-Tour et du Rouet seraient donc les témoins d'une phase tardive de fusion crustale lors de 2 stades différents d'exhumation de la Chaîne varisque.

3. Etude des conctacts du granite du Rouet avec son encaissant

G. Crévola, dans "Quelques structures remarquables du Granite du Rouet, de sa mise en place intrusive passive puis de sa déformation transpressive tardive"( Riviera Scientifique Octobre 2016), montre que la bordure ouest du granite du Rouet est limitée par une zone à pegmatite à stockscheiders, à gros cristaux pluricentimétriques de feldspaths potassiques qui se sont développés perpendiculairement au contact.

<<Deux mécanismes, sans doute additifs, sont généralement proposés pour expliquer leur développement :
-individualisation des fluides par refroidissement du magma contre une paroi froide qui vont faciliter la cristallisation de pegmatites -contraction du magma en cours de refroidissement, suivant des fractures perpendiculaires au contact qui vont guider la croissance des cristaux.
>>

D'aprés Pitcher (1993) ces zones de contact sont typiques de la mise en place de manière passive ou permissive de granitoïdes qui remplissent une cavité de l'encaissant ménagée lors d'une subsidence crustale par le jeu de failles prééxistantes.

G. Crévolar a montré qu'un deuxième type de structures tectoniques remarquables s'observe en bordure occidentale du granite du Rouet, le découpage de bancs rocheux parallèles, en lentilles imbriquées, sigmoïdales, amygdalaires ou rectangulaires en dominos; elles seraient caractéristiques d'une déformation transpressive, elle même insérée dans une structure en fleur due au jeu de l'accident de Joyeuse.


Fig. 19. Lenticulations tectoniques étagées avec le sens de cisaillement
dans le granite du Rouet Chemin de l'Endre.
(Photo G. Crévola)

Cette zone aurait subi une transpression, c'est à dire un cisaillement oblique, un décrochement dextre avec un raccourcissement supplémentaire et simultané qui induit un épaississement vertical du bloc central, de la croûte continentale.

Décrochement dextre
Fig. 20. Décrochement dextre


Fig. 21. Structure en fleur

Extrusion verticale de matériaux dans une faille décrochante formant une structure en fleur.


Fig. 22. Modèle d'intégration de lenticulations tectoniques à diverses échelles dans une structure en fleur
(Communication J. Onézime)



Fig. 23. Amandes de cisaillement dextre sur les bordures du granite du Rouet

4. Indices de déformation transpressive dans les Maures

Au niveau de l'accident de Grimaud, la bordure du granite de Plan-de-la-Tour montre, des mirroirs de faille avec stries de friction, des mylonites (véritable purée minérale de roches broyées (cf. fig. 3), des indices de déformation cisaillante confirmées par l'étirement et l'orientation des cristaux de quartz (Onézime et al. 1999).

Miroir de faille

Fig. 24. Granite de Plan-de-la-Tour

Miroir de faille avec tectoglyphes (stries)

Cataclastites
Fig. 25. Granite de Plan-de-la-Tour.

(1) filon de quartz et (2) cataclastites de la zone de contact nord avec les arkoses permiennes de Roquebrune-sur-Argens.

Dans la même publication G. Créola montre qu'un même cas de déformation transpressive affecte la bordure occidentale du Houiller de Plan-de-la tour (cf. Le carbonifère de Plan-de-la-Tour).

5. Cadre tectonique de ces déformations

Ces déformations qui affectent le bassin houiller de Plan-de-la-Tour daté de 305 millions d'années environ, lui sont donc postérieures.
Elles correspondent aux derniers stades de l'exhumation du socle provençal.

6. Mise à nu du batholite

Le granite, roche ignée profonde a été mis à nu suite aux effets de plusieurs phénomènes comme l'érosion, l'isostasie, la fusion des parties profondes de la croûte, le dégagement de chaleur provoquée par des désintégrations radioactives ou encore le basculement du socle.

Fig. 26. Exhumation et mise à nu d'un batholite

La collision suite à une compression latérale entraîne un épaississement de la croûte continentale, l'érection d'une chaîne de montagnes et une surcharge qui provoque une rupture d'équilibre isostatique entre la lithosphère et l'asthénosphère sur laquelle elle "flotte"; l'érosion active et des mouvements compensatoires verticaux provoquent un amincissement crustale, une extension et un aplanissement progressif jusqu'à un effondrement gravitaire et l'exhumation des formations profondes comme les migmatites ou les plutons de granitoïdes.

7. Altération du granite de Plan-de-la-Tour

Altération
Fig. 27. Granite de Plan-de-la-Tour. Blocs fissurés

L'eau s'infiltre dans les fissures de la roche résultant de la désagrégation mécanique de la roche sous l'action des variations de température, du gel, de la dessication, des actions biologiques animales et végétales.

Altération2

Fig. 28. Granite de Plan-de-la-Tour. Désagrégation mécanique et altération chimique de la roche
L'eau provoque aussi une altération chimique par hydrolyse des micas et des feldspath
-par chloritisation (remplacent du potassium par l'aluminium et formation de chlorite à partir des biotites) et -séricitisation (transformation des feldspath en séricite comme la muscovite).

Peu à peu le granite "pourrit", ses cristaux se séparent, des blocs de granite s'individualisent et s'émoussent progressivement.
Il se forme un sable grossier ou arène granitique. Elle referme
-des minéraux en voie d'altération comme des micas et des feldspaths,
-des minéraux résiduels comme le quartz ou la muscovite,
-des minéraux néoformés comme la chlorite, la séricite, la kaolinite ou la montmorillionite. Ces deux derniers minéraux argileux provenant de l'altération des feldspahs et des micas sont teintés par des oxydes de fer.


Fig. 29. Arène granitique remaniée par l'érosion avec chenaux d'écoulement

Peu à peu, sous l'action de l'érosion qui entraine l'arène granitique, les amas de blocs se transforment en chaos de boules de granite.


Fig 30. Chaos granitique

8. Essai de reconstution des grandes lignes de l'histoire du granite de Plan-de-la-Tour

Au préalable on se reportera au chapitre consacré au "Massif des Maures et l'ororogénèse varisque".

C'est au cours du Dévonien et du Carbonifère que suite à plusieurs phases de compression au cours de l'orogène varisque associé à un métamorphisme du vieux socle (gneiss) et de la couverture que se mettent en place les grandes structures du Massif des Maures dont l'accident de Grimaud-Pennafort qui sépare l'unité de Bormes est et l'unité de La Garde-Freinet (schistes, quartzites, micaschistes), des unités des gneiss orientaux (migmatites et granites).

C'est à la suite d'une subsidence crustale et par le jeu des failles préexistantes dont la faille de Grimaud-Pennafort que se met en place, de manière passive, dans une cavité aménagée dans une croûte fragile, le granite de Plan-de-la-Tour. Dans des circonstances semblables va débuter et se poursuivre l'histoire du Granite du Rouet et des failles de Joyeuse et Fontconille dans le Tanneron.

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 apparaissent, en contexte coulissant (décrochement dextre) en transtension avec cisaillement et extension délimitant des bassins de type "pull apart" pour d'autres géologues. 


Fig.31. Transtension


Fig. 32. Bassin en "pull apart"

C'est dans ce contexte que se met en place le batholite granitique de Plan-de-la-Tour le long de l'accident de Grimaud-Pennafort; puis les intrusions d'aplite formant la coiffe et la bordure du massif et les structures de refroidissement à pegmatites à gros cristaux de feldspath.

Le batholite du Rouet aurait une histoire semblable.

Les arkoses permiennes accumulées dans le fossé carbonifère ouest-est de Roquebrune-sur-Argens qui bordent ce massif au Nord, renferment des galets de granite du Plan-de-la-Tour donc la mise en place du batholite est antérieure à la limite du Carbonifère-permien il y a 325 Ma environ.

Plus tard  le rejeu de la faille de Grimaud, consecutif à une transpression avec raccourcissement, provoque une extrusion verticale et l'apparition de structures remarquales, structure en fleur et lenticulation (Fig. 21 & 22). 

Au Carbonifère supérieur, la jeune chaîne hercynienne subit une érosion active et les fossés se comblent de formations détritiques charbonneuses donnant naissance aux bassins houillers de Plan-de-la-Tour, du Reyran (Wesphalien supérieur et Stéphanien inférieur).


Fig. 33. Coupe du Massif des Maures

Au Permien inférieur lors d'une phase de distension N-S, stade initial de rifting contiental annoncant l'ouverture de la Thétys, se forment de vastes dépressions au NE (fossé de l'Estérel), au nord et à l'ouest de l'actuel Massif des Maures (dépression permienne), et des failles E-W.

Au Permien supérieur au cours d'une phase de distension le batholite de Plan de la-Tour est scindé en deux par le fossé EW de Roquebrune-sur-Argens.

Un magmatisme bimodal de type rift (filons de basaltes doléritiques) et filons de rhyolites fluidales vertes est associé à cette phase de distension.
Pendant toute cette période l'érosion se poursuit comblant les dépressions de la région et notamment le fossé de Roquebrune-sur-Argens vaste cône de déjection dont les arkoses renferment des galets de granite.

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