Université Aix-Marseille I St Jérôme

Compte rendu d’excursion géologique du 03 et 04 Octobre 2003

Maîtrise STU

Par

Weil Julien

Offant Yohann

LE METAMORPHISME DES MAURES ET

LE VOLCANISME DE L’ESTEREL

Encadrement assuré par

Mr Cochemé

Mme Laverne

Mr Deman

SOMMAIRE

Introduction sur le metamorphisme des maures et le volcanisme de l’esterel

I- LE METAMORPHISME DES MAURES

1- Les schistes de la Crau

2- Les schistes-quartzites du Fenouillet

3- Les micaschistes de la Verrerie

4- Les gneiss de Bormes

5- Les micaschiste de la plage du Canadel

6- Le CLA et la serpentinite de la Carade

7- Les amphibolites de la Croix-Valmère

8- Les migmatites de Pampelonne

9- Les granites de la plage de l’Escalet

10- Calcul du gradient géothermique et interprétation

II- LE VOLCANISME DE L’ESTEREL

1- La séquence pélitique Carbonifère du Rhéran

2- Les tuffites Permiennes du Rhéran

3- Les dolérites Permiennes de la carrière de Boson

4- Les ignimbrites et les rhyolites Permiennes du Mt Vinaigre

5 Les estérellites Oligocène du Dramont

Conclusion

Introduction sur le métamorphisme des maures et le volcanisme de l’Estérel

Les massifs des Maures et de l’Esterel sont situés dans la partie orientale du

département du Var. Bien que d’âge et de nature différente, les deux massifs forment une

zone qui s’étend de Toulon à Cannes et s’oppose ainsi à la Provence calcaire Jurrassique

située tout autour (plus au nord). L’origine des roches des Maures et de l’Esterel est très

différente. Le massif des maures recèle une succession de roche métamorphique et plutonique

d’âge hercynien, alors que l’Esterel est constitué de roche éruptive et de série volcano-

sédimentaire d’âge permien. Mais nous verrons cependant qu’il existe un processus

dynamique pouvant expliquer l’apparition successive de ces deux catégories de roches avec le

temps.

Si l’on observe le schéma géologique du massif des maures (voir fig 1), on peut se

rendre compte d’une certaine évolution dans le degrés du métamorphisme. En effet, plus on se

dirige vers la partie orientale, plus le degrés du métamorphisme devient important. Nous

évoluerons donc sur le terrain d’Ouest en Est (voir carte 1), de façon a recouper l’ensemble

des roches par ordre croissant de degrés métamorphique (voir fig 2). Pour chaque

affleurement, il sera donc intéressant de décrire : la composition minéralogique de la roche, sa

texture, son protolithe (c’est à dire sa roche d’origine),son faciès métamorphique et de

représenter son degrés de métamorphisme dans un diagramme (P,T) afin d’en déduire ses

conditions de formation. Une fois les affleurements décrits, nous pourrons alors essayer de

calculer le gradient géothermique à partir des domaines représenté sur le diagrammes P,T

(voir fig3). C’est ce gradient qui pourra nous informer sur le type de métamorphisme

rencontré dans le massif des maures.

La série volcano-sédimentaire permienne a put se déposer grâce aux grands

décrochements senestres qui jalonnent les deux massifs. En effet, la tectonique cassante(

d’orientation Est-Ouest), a créé une dépression où se sont accumulés les sédiments . Ce réseau

de faille s’est produit pendant l’orogenèse Pyrénéo-Provencale. Avec l’évolution du

volcanisme de l’Esterel, la nature des ces sédiments a variée. Nous essayerons donc de relever

une coupe stratigraphique de ces produits correspondant aux différents types de dépôts et de

coulées volcanique. Par ailleurs, nous essayerons de comprendre comment s’est mis en place

ce volcanisme grâce à la composition des roches et au contexte tectonique de l’époque. Pour

chaque affleurement, il sera donc important de bien décrire la nature de la roche ( composition

minéralogique, matrice, texture, altération…) pour pouvoir interpréter son origine et les

mécanismes responsables de sa formation.

Carte n°1 : Carte routière du massif des Maures avec l’itinéraire suivis (en vert) et les

différents arrêts

Fig 1 : Carte géologique simplifiée du massif des Maures

Fig 2 : Coupe W-E du massif des Maures. L’échelle et la topographie ne sont pas respectées

Ouest Est Notre dame du Fenouillet

Bassin

Stéphanien

Maures occidentales M centrales Maures orientales

-Calcaire Jurrassique

-Dépôt Triassique

-Dépôt Permien

-Quartzites

-Schistes

-Micaschistes

-Amphibolites

-Gneiss de Borrnes

-Complexe leptyno-

amphibolitique.

-Granite du plan de

la tour.

Faille de Grimaud

Migmatites

Fig 3 : Diagramme (P,T) avec représentation des domaines d’équilibre de chaque roche

Schiste de la Crau

Schiste-quartzite du Fenouillet

Micaschiste de la Verrerie

Gneiss de Bormes

Micaschiste de Canadel

CLA de la Carade

Amphibolite de de la Croix-Valmère

Migmatite de Pampelonne

I- Le métamorphisme des Maures

1- Les schistes de la Crau

Description :

Cette roche a un débit schisteux à grains fins (voir photo 1). La roche admet des reflets

argentés (aspect satiné) en surface, mais à la cassure sa couleur est plutôt sombre avec des

teintes verdâtres. On ne voit aucun cristaux au sein même de la roche. La texture est

granolépidoblastique. Présence de gros filons de quartz qui recoupe l’affleurement (sans

suivre sa schistosité). Notons que le plan de schistosité contient des linéations visible à l’œil

nu.

Interprétation :

Les reflets argentés sur la roche sont dus à la présence de séricite (muscovite non

visible à l’œil nu). La teinte plutôt verdâtre serait attribué à de la chlorite. On sait de plus qu’il

n’y a pas de biotite, car la chlorite renferme la composition chimique de la biotite et se serait

donc formée dans des conditions métamorphiques plus intense. On peut donc placer cette

roche dans le diagramme (P,T).C’est une surface comprise entre la muscovite+ et la biotite-

(voir fig 3). La présence de ces deux minéraux et de cette schistosité caractéristique nous

permet de dire que cette roche est un schiste à chlorite et séricite ou chlorito-séricito schiste.

Par le même résonnement, nous pouvons en déduire que le protolithe de cette roche devait

être une pélite. Cette roche est donc une métapélite du faciès schiste vert. Notons que les

filons de quartz se sont mis en place ultérieurement car ils ne suivent pas la schistosité.

Photo 1 : schiste de la Crau

Aspect satiné ;

présence de

séricite

Plan de

schistosité S1

Cassure : teinte

verdâtre ;

présence de

chlorite

2- Les schistes-quartzites du Fenouillet

Description :

On peut distinguer trois types de roches sur cet affleurement (voit photo 2 et 3).

-Une première très schisteuse avec des reflets argentés et une teinte verdâtre faisant fortement

penser à la roche du premier affleurement.

-La seconde à elle aussi une forte schistosité et contient des niveaux très riche en un minéral

chromé , qui tache et qui est très doux au touché. On peut aussi distinguer quelques fossiles de

graptolites.

-la dernière roche a un aspect beaucoup plus clair avec une forte schistosité (très

microplissée).

Notons encore une fois la présence de filon de quartz recoupant l’affleurement.

Interprétation :

C’est trois roches sont contenues dans le même affleurement de quelques mètres de

largueur. On peut donc dire qu’elles font toutes les trois partis des mêmes conditions

métamorphiques. Ce sont donc trois faciès protolithiques différents. La première roche décrite

et en effet la même que celle du premier arrêt, c’est à dire un chlorito-sérito schiste. Elle a

pour protolithe une pélite. La seconde roche contient du graphite et donc le protolithe devait

être une roche beaucoup plus riche en matière organique (graptolite). L’aspect schisteux de

cette roche nous permet de dire qu’il s’agit d’un schiste graphiteux. Enfin, le troisième type de

roche que l’on a put relever sur cette affleurement, s’agit d’une roche plus riche en quartz

(couleur blanche). Son équivalent métamorphique est donc une quartzite et son protolithe un

grés.

Si nous avions à placer ces roches dans le diagramme P,T, nous les situerons au même

endroit que pour l’affleurement n°1 (donc même faciès). Notons que la présence de graptolite

au sein de cette roche à permis (grâce à la biostratigraphie) de dater ce protolithe à environ

400 MA.

Couleur clairs de la roche ;

forte teneur en SiO2.

Forte schistosité (très micro

plissée)

Plan de schistosité S1.

Niveau à clorito-

séricito schiste

Niveau à schiste

graphiteux

Photo 2 : Quartzites du Fenouillet

Photo 3 : différents schistes du Fenouillet

S2

3- Les micaschistes de la Verrerie

Descriptions :

Roche de cet affleurement a un aspect très brillant et schisteux (voir photo 4). En se

rapprochant un peu plus, on peut en effet apercevoir de la muscovite et de la biotite. La roche

est aussi très riche en minéraux sombre, opaque, tantôt en baguette, tantôt en boule. En lame

mince cette roche contient de l’oligoclase. Il s’agit ici d’une texture granolépidoblastique .On

peut aussi apercevoir de gros filon (qui recoupe l’affleurement) riche en quartz, feldspath et

avec quelques micas (voir photo 5).

Interprétation :

Les minéraux en baguettes facettées sont des staurotides, alors que ceux plus foncés et

plus courbes sont des tourmalines. Les minéraux en boules à reflets rougeâtres sont des

grenats. La présence de tous ces minéraux ainsi que la texture de la roche, nous permet de dire

qu’il s’agit d’un micaschiste à grenat, staurotide. Le protolithe est une pélite. Pour situer cette

roche dans le diagramme P,T la présence de plagioclase nous indique que l’on a franchis le

seuil de stabilité de l’albite. En raison de l’absence de trace de fusion, la surface se situe donc

entre la limite albite-plagioclase et le début de fusion hydratée (voir fig 3). Nous sommes dans

le faciès de type amphibolite.

Notons que le gros filon qui recoupe les micaschistes est une pegmatite. Elle est née

d’une anatexie en profondeur (fusion partielle). Les fluides sont ensuite remontés par

différence de densité et ont recristallisé par refroidissement. Ces pegmatites seront de plus en

plus présente à mesure que l’on rencontre des roches de plus grand degrés métamorphique…

Photo 4 :Micaschiste de la Verrerie

Aspect brillant caractéristique

des micas

Baguette de staurotide

Sphéroïde de grenat

Photo 5 : Pegmatite recoupant le micaschiste

Zone à micaschiste

Pegmatite riche en

quartz et feldspath

4- Les gneiss de Bormes

Descriptions :

La roche admet une alternance de lits clairs et de lits foncés (selon S1). Les lits clairs

sont composés de quartz et de porphyroblastes de feldspath (microcline et plagioclase). Les

lits foncés contiennent surtout de la biotite ,de la muscovite et un peu de chlorite. Les

feldspaths forment des lentilles au sein des lits clairs (voir photo 6). La texture est donc une

granolépidoblastique oeillée.

Interprétation :

Au premier abord, la composition minéralogique de cette roche ainsi que sa texture,

nous font penser à un gneiss. Seulement, lorsque l’on se penche sur la question du protolithe,

on peut se rendre compte qu’il ne s’agit pas d’une roche sédimentaire. En effet, si s’était une

roche de type arkose, se serait des lentilles de quartz qu’il y aurait à l’intérieur de la roche

métamorphique. Or ici se sont des feldspaths syncinématiques car ils sont bien formé et

n’admettent pas de cassure. Cette richesse en feldspath et en quartz pourrait bien provenir

d’un ancien granite. Auquel cas, il s’agirait plutôt d’un orthogneiss.

Avant de situer la roche dans le diagramme P,T on peut se demander que fait la

chlorite et la muscovite au milieu de minéraux de plus fort degrés métamorphique comme

l’oligoclase ou encore de microcline. En effet, ces deux minéraux sont apparus pendant la

phase de rétrogradation de la roche. La muscovite provient de la déstabilisation de la

sillimanite. Et la chlorite de la rétromorphose de la biotite. La zone qu’occupe cette roche

dans le diagramme P,T se situe donc entre la ligne d’apparition du plagioclase et

.(voir fig 3). La roche occupe donc la zone des faciès de type

Photo 6 : Gneiss œillé de Bormes

Lit clair ; riche

en quartz et

feldspath.

Plan de schistosité

S1

Lentille de feldspath

Texture oeillée.

Lit sombre ;

riche en micas

S2

5- Les micaschistes de la plage de Canadel

Descriptions :

La partie érodée de cet affleurement, constitue le sable de la plage de Canadel. Le

sable blanc provient du quartz et le noir de la biotite (aspect brillant). On retrouve en effet ces

minéraux sur l’affleurement non érodé qui constitue la côte (voir photo 7). La roche a un

aspect schisteux et comporte d’assez gros minéraux. Sa texture est donc

granonématoblastique. On retrouve en effet des staurotides, de la muscovite, des feldspaths,

des grenats , de la sillimanite, des cristaux xènomorphes violacés (en filon associé à du

quartz) et quelques cristaux en baguettes et de couleur bleu.

Interprétation :

Les deux nouveaux minéraux décrits plus haut, sont des silicates d’alumines connus

sous le nom d’andalousite (couleur rosé) et de disthène (couleur bleu). Se sont des

polymorphes de la sillimanite. Si ces trois minéraux coexistent, cela signifie que la roche de

cet affleurement se situe au niveau du point triple du diagramme P,T. Ce point nous servira de

référence pour le calcul du gradient géothermique. La composition minéralogique de cette

roche est celle d’un micaschiste à minéraux (trop à énumérer ici) et son protolithe est une

pélite. Le faciès de cette roche est de type .

Photo 7 : Micaschiste à minéraux de la plage de Canadel

Aspect brillant ;

présence de Biotite

et de muscovite

Minéral violacé :

Andalousite

Filon de Quartz

(et feldspath)

Niveau à staurotide,

grenat, (sillimanite,

disthène)

6- Le CLA et la serpentinite de la Carade

Descriptions :

Cet affleurement fait partie d’une ancienne carrière où l’on y exploitait de la

serpentine et de la chromite. La roche a en effet une couleur généralement verte,

caractéristique de la serpentine ( voir photo 8 et 9). Toutefois, sont présent sur cet

affleurement, divers minéraux de couleur allant de vert pomme à vert foncé et sous divers

aspect : lisse, fibreux ou plus automorphe. On trouve aussi de grande bande striée de couleur

beigeâtre très lisse et des zones plus petites où les cristaux sont enfermés dans un maillage

verdâtre.

Interprétation :

La plupart des minéraux font partie de la famille des serpentines (antigorite, lézardite,

chrysotile,…). Mais d’autres minéraux de couleur verte sont aussi présent. C’est le cas de la

chlorite ou de la hornblende verte (faciès amphibolite). Le minéral beige est du talc. Son

aspect fibreux nous indique qu’il s’est formé par glissement au sein de fracture dans la roche.

Comme le degrés du métamorphisme et croissant d’Ouest en Est, ces minéraux ne peuvent

s’être formé lors de la genèse de cette roche, ils résultent donc de la déstabilisation d’ancien

minéraux lors de la rétrogradation de la roche. Sachant que l’orthopyroxène peut se

rétromorphoser en hornblende, en talc et en chlorite ,et l’olivine en serpentine, nous pouvons

donc dire que le protolithe de cette roche devait être riche en ces deux minéraux. La roche à

l’origine était donc une péridotite. Ce qui signifie qu’une remontée de l’asthénosphère a du se

produire avant cet épisode métamorphique. Ceci est en accord avec le fait qu’un épisode de

rifting, avec création de croûte océanique, s’est produit à la fin du cambrien dans cette région.

Photo 9 : Complexe Leptyno-Amphibolitique.riche en chlorite, hornblende et serpentine

Photo 8 : plage de talc fibreux sur serpentinite

Serpentinite

Zone à talc fibreux

Complexe Leptyno-

Amphibolitique

Chlorite

7- Les amphibolites de la Croix-Valmère

Descriptions :

La roche a un aspect sombre et contient des alternances de lits plus clairs ( voir photo

10). A l’intérieur de ce rubanement, on peut difficilement identifier certains minéraux comme

des plagioclases (andésine), des grenats ou encore des sphènes. Mais la majeur partie de la

roche comporte de tout petit cristaux vert foncé en baguette. La texture de cette roche est donc

plutôt grano-nématoblastique. Sur cet affleurement, on peut retrouver cette même roche mais

avec une texture plus grenue.

Interprétation :

Ce minéral vert est de l’amphibole. Sa richesse dans la roche en font donc une

amphibolite. D’après sa composition minéralogique, le protolithe de cette roche peut être soit

une marne (pélite), soit une roche volcanique de type basalte. Mais la faible teneur en silice

(peu de quartz dans cette roche) et la forte teneur en calcium, magnésium et en fer, nous

orienterait plutôt vers une roche volcanique. De plus, le pyroxène contenu dans ce type de

roche peut se retrouver ici sous sa forme déstabilisée d’amphibole. Sur le diagramme P,T ,on

peut donc reconnaître un faciès de type

Concernant la différence de texture entre les deux roches faisant partie du même

affleurement et donc des mêmes conditions métamorphiques, on peut penser que la

déformation liée à la pression orientée était anisotrope au sein de la roche. Ainsi, si la roche à

texture plus grenue a subi une faible déformation, on peut envisager que cette texture soit

proche de celle de départ et donc que le protolithe soit plutôt un basalte plutonique de type

gabbros.

8- Les migmatites de Pampelonne

Descriptions :

Cette roche ressemble fortement à un gneiss oeillé ( voir photo11). On observe en effet

une alternance de lit de foncé (riche en ferromagnésien de type micas ou hornblende) que l’on

appelera mélanosome, et de lit clair (riche en quartz et feldspath) avec des lentilles de

recristallisation (à texture plutôt grenue) et de composition différente de celle observé sur

l’affleurement 4. Cette roche a donc une texture oeillé. Les roches suivent également une

certaine schistosité (moins bien marquée); seul la texture de ces lits clairs à lentille ovoïde

change. Cette partie de la roche s’appellera le leucosome.

Interprétation :

Nous avons vu que le leucosome de cette roche a une texture grenue. Ce qui signifie

qu’il y a eut fusion puis recristallisation du matériel contenu dans cette partie de la roche. Le

gneiss va être soumis à des conditions de pression et de température, supérieures à celle

d’équilibre et va commencer à fondre selon un ordre minéralogique lié à la suite de Bowen.

En effet, se sont les feldspaths qui vont commencer à fondre avec l’albite puis l’orthose et

enfin le quartz. Suivant la quantité de matière fondue, on peut passer de gneiss non transformé

(paléosome), à des plutons (si il y a une quantité importante de liquide). La roche de cette

affleurement est un gneiss migmatitique, c’est à dire qu’une quantité modérée de liquide à

partir de la roche s’est formée (début du stade anatexique). Notons que si les fluides étaient

arrivés jusqu’à la surface, on aurait obtenu une rhyolite…(voir chapitreII ).

Photo 11: Gneiss migmatitique de Pampelonne

Lentille à

texture grenue

Leucosome : lit clair de

composition granitique

Mélanosome : lit sombre

composé de micas (et

hornblende)

9- Les granites de la plage de l’Escalet

Descriptions :

Roche a texture grenue composée de cristaux de quartz, d’orthose, de biotite et

d’oligoclase (voir photo 12). Les cristaux d’orthose sont blancs et peuvent être

centimétriques. Une fois altérés, ils s’orientent vers des teintes plus colorées comme le rose

.La biotite s’altère dans des teintes plus orangées. Ces roches ont une morphologie en boule.

Notons que l’on observe quelques filons à grains plus fins et moins riche en micas, recoupant

parfois cette roche ( voir photo13).

Interprétation :

D’après la texture et la composition de la roche décrite ci-dessus, il s’agit d’un granite.

Sa morphologie est caractéristique d’une altération en boule. L’arène produite va en suite

alimenter la plage de l’Escalet en sable fin. Les filons sont de l’aplite est se sont mis en place

lors d’un contexte plus distensif. Ce granite hercynien daté du carbonifère inférieur, est un

granite d’anatexie ; c’est à dire qu’il résulte de la fusion partielle de la croûte continental

d’une ancienne chaîne orogénique.

Photo 13 : Filon intrusif d’aplite dans du granite

Biotite (noire) ;

altération orangée

Orthose (blanc)

Quartz (gris-translucide)

Filon d’Aplite

(à grains plus fins).

Granite en cours

d’arénisation

Photo 12 : Granite de l’Escalet

10- Calcul du gradient géothermique et interprétation

Pour pouvoir effectuer le calcul du gradient géothermique du massif des maures, il

faut prendre pour base de calcul, une roche de ce massif au domaine de stabilité le plus précis

possible. La roche étudiée au cours de ce stage qui a le domaine d’équilibre le plus restreint

(voir fig3), est le micaschiste à minéraux de la plage de Canadel (affleurement 5). La

représentation de cette roche sur le diagramme P,T est un point (coexistence des trois silicates

d’alumines). Ce point correspond a une température de 600 °C et une profondeur équivalente

à une pression de 6.8 kbars, c’est à dire 23 Km. Le calcul du gradient géothermique (dT/dz)

est donc : (dT/dz)= 600/23 = 26°C/Km.

Ce type de gradient (voir fig 4) correspond à un gradient de type Dalradien (MP,MT).

Ces micaschistes faisant partie du massif des Maures, se sont donc formées en contexte

orogénique. Cette chaîne de montagne était la chaîne hercynienne, à l’origine de la formation

de toutes les roches observée précédemment…

Fig 4 : Représentation des différents faciès métamorphiques et des différents gradients

géothermiques en fonction de P,T et de la profondeur.

Point

triple

Gradient

géothermique

des Maures 23

3

6.8

II- LE VOLCANISME DE L’ESTEREL

1- La séquence pélitique Carbonifère du Rhéran

Descriptions :

Le premier arrêt de la journée nous mène à des roches sédimentaires détritiques datées

du Carbonifère supérieur (Stéphanien et Westfalien). L’affleurement se présente sous une

forme assez chaotique, rendue par la présence de conglomérats et de grés. Des niveaux

ligniteux s’intercalent dans cette formation riche en fossiles et particulièrement en Sigilaires,

fougères arborescentes dont on aperçoit quelques traces de moules externes de tiges.

Interprétation :

Ces dépôts s’inscrivent dans un contexte de distension de la fin de l’épisode

Hercynien. Il faut imaginer qu’un bassin était en place à l’époque, dont les bordures étaient

alimentées par un cône de déjection qui permettaient les arrivées en alternance d’éléments

grossiers (quartz roulés depuis le socle voisin) et de grès à grains fins. L’accumulation de

niveaux ligniteux, eux, témoignent d’une tranche d’eau peu épaisse étendue sur une large

surface dans un système peu oxygéné.

2 Les tuffites Permiennes du Rhéran

Descriptions :

Il est question ici d’une formation mixte, volcano-sédimentaire, en discordance sur le

Carbonifère. Elle est stratifiée en alternance de bancs fins correspondant à des pélites et de

bancs plus massifs représentés par des grés. Ces faciès fins à échardes et grains remaniés tels

que des cristaux de quartz, sont composés d’une fraction de minéraux argileux

majoritairement, et de micas. Dans les niveaux les plus fins, des fentes de dessication et des

gouttes d’eau tombées formant des petites boules peuvent être observées, alors que les parties

gréseuses sont riches en septarias, nodules de même nature présentant des fentes de retrait

radiaires et des recristallisations de minéraux de calcite en leur centre. Ce type de formation

pouvant atteindre 600m de puissance, renferme parfois des traces de restes de dinosaures.

Interprétation :

Les cendres éjectées, issues du volcanisme explosif ignimbritique riche en SiO2, sont

entraînées dans des dépressions ; elles peuvent alors se consolider en milieu aquatique, par

l’intermédiaire d’un ciment dont la nature n’est pas éruptive mais marine, pour former ces tufs

calcaro-pélitiques. La coloration rouge du sommet de cette formation due à l’oxydation du fer

dans les minéraux, permet d’affirmer qu’il régnait un climat de type tropical. En revanche, les

tuffites colorées vertes par le fer ferreux à la base de l’affleurement, témoignent des

conditions de dépôts en milieu aquatique.

3 Les dolérites Permiennes de la carrière de Boson

Description :

La carrière de Boson nous fait découvrir des dolérites (D1), première formation

volcanique de la série permienne. La composition minéralogique rappelle celle du basalte

avec des teneurs en silice proches de 50 % : plagioclase basique (labradorite) + clinopyroxène

(augite) + olivine. De plus des phénocristaux de l’ordre du mm au cm, de calcite et de chlorite

verte, tapissent cette mésostase. Cette roche magmatique est massive, noire à violacée rendue

par l’augite titanifère violette, et à texture microgrenue. Quelques traces d’enduits d’oxydes

s’observent sur les fractures.

Interprétation : L’extension de ces dolérites s’étend sur une vingtaine de kilomètres avec une

épaisseur de 60 m environ et repose sur les grés et pélites permiennes. Cette formation

volcanique s’est mise en place suite à de grandes émissions de volumes de laves riches en gaz

en milieu aérien, comme en atteste les nombreuses bulles dans lesquelles ont recristallisé des

cristaux de calcite et de chlorite.

4 Les ignimbrites et les rhyolites Permiennes du Mt Vinaigre

Descriptions :

Ignimbrites et rhyolites ont même composition minéralogique avec une teneur en

silice voisine de 75 %. Les principaux minéraux constitutifs des roches sont : quartz (fumé par

la radioactivité) + feldspath alcalin (sanidine transformée en albite) + biotite ; la matrice

microscopique dévitrifiée est constituée d’albite et d’hématite, ce qui confère à la roche sa

couleur rosée.

Dans les ignimbrites, quelques fragments étrangers sont visibles ça et là, tel du basalte

arraché au conduit volcanique à des vitesses supersoniques lors de l’expulsion du magma. Par

ailleurs, et c’est ce qui les différencie des rhyolites, des flammes représentant des fragments

vitreux de ponces, aplatis dans le sens de l’écoulement de la lave, composent ces ignimbrites

ou piperno si les flammes sont en grand nombre.

Les rhyolites apparaissent comme étant massive et aphyrique. Elles présentent comme

c’est le cas à la Louve, des fluidalités. Les rares vestiges de la présence de bulles de gaz, se

disposent suivant des plans, ce qui donne des structures de type planaire. D’autres éléments

tels que des lithophyses y ont été observés : ce sont des structures sphériques concentriques

dans lesquelles se trouvent des minéraux secondaires (chlorite, calcite, silice), et du vide.

Certaines rhyolithes très riches en lithophyses, ou en sphérolithes localisés sur les pourtours

du dôme (dévitrification du verre associé à des fentes perlithiques, sans vide) sont appelées

pyromérides (A11).

Interprétation :

Les ignimbrites sont engendrés par des éruptions exceptionnelles et proviennent de

magmas très riches en gaz et fortement visqueux. Dans une séquence éruptive, c’est la teneur

en gaz qui conditionne la nature des produits émis :

- dans un premier temps, la chambre magmatique riche en volatils et en gaz exerce de

fortes pressions, à tel point que si elles dépassent la pression lithostatique, le dégazage se

produit avec l’explosion du toit. Des cendres volcaniques aériennes sont éjectées, puis

accumulées dans des dépressions ; les premières phases d’effondrement de la structure

commencent.

- puis la teneur en gaz diminuant, l’explosivité est moindre et l’on a une dynamique de

coulée avec des passées vitreuses lenticulaires déformées et écrasées (flammes) par la pression

et par la température. Les ignimbrites se mettent alors en place.

- enfin la présence de bulles de gaz dans les magmas étant quasi nulle, les rhyolites se

répandent, par un volcanisme fissural, et sous forme de dômes car extrêmement visqueuses.

Deux origines complémentaires de l’expression en surface de rhyolites et

d’ignimbrites sont possibles : la fusion anatectique de la base de la croûte continentale et le

processus de différenciation des magmas basaltiques par changement progressif de

composition.

Remarques :

1). La base d’une unité ignimbritique est souvent marquée par une partie plus vitreuse à

texture perlithique qui montre des fractures annulaires. Formée au contact d’un sol humide, le

magma se casse en "perle" et ne dévitrifie pas. Ce type de roche est appelé rétinites.

2). Les pourtours du dôme et de son conduit d'alimentation sont caractérisés par la mise en

place de brèches de rhyolithes à ciment rhyolithique. En effet par refroidissement et

déplacement de la lave, le grossissement des structures se fait de l'intérieur.

5 Les estérellites Oligocène du Dramont

Descriptions : Les estérellites sont des roches holocristallines microgrenue à matrice finement

cristallisée dont la couleur va du gris au bleu. Des phénocristaux de hornblende verte et de

plagioclase zoné dominent, alors que du quartz et du pyroxène se font plus discrets. Il est

donc question ici de microdiorites quartziques.

Par ailleurs, au contact des estérellites, des roches sombres sont visibles. Il s'agit d'une

enclave permienne de nature volcano-sédimentaire où les éléments, cendres, produits de

l'érosion, épidote (minéral du métamorphisme), tuffs, ont été remaniés et englobés dans les

estérellites.

Interprétation :

Les estérellites ou autrement appelées porphyre bleu de l'Esterel, s'inscrivent dans un

contexte de volcanisme calco-alcalin que l'on date de 35 MA (Oligocène). La mise en place

de ces roches parallèlement à la stratification, s'est faite par l'intermédiaire d'un sill ou d'un

laccolite où le refroidissement s'est fait lentement en profondeur. Cet événement est à mettre

en corrélation avec le volcanisme tertiaire de subduction produit en Corse.

Conclusion

Les différents faciès de roches métamorphiques et magmatiques rencontrés

respectivement dans le massif des Maures et dans le massif de l'Esterel, atteste d'une

importante tectonique de la région à l'ère primaire.

Le cycle hercynien responsable de la formation de la chaîne Pyrénéo-provencale a

permis la mise en place de série métamorphique: schistes, micaschistes, amphibolites, gneiss

et migmatites. Le gradient géothermique calculé à partir du diagramme P,T , nous a permis de

caractériser le métamorphisme des Maures comme étant de type Dalradien (collision de deux

croûtes continentales), c'est à dire de haute pression et de basse Température. En suivant le

paléogéotherme que sont les roches métamorphique, on a put constater que les degrés du

métamorphisme augmentent d'Ouest en Est. Ceci est du à un soulèvement de la croûte

continentale avec un pendage vers l'Ouest des séries métamorphiques (voir fig 3).

En fin de cycle hercynien, la chaîne s'effondre, ce qui a pour conséquence la mise en

place d'un phénomène de rifting. Le contexte distensif peut se justifier par la présence sur le

massif de l'Esterel, d'un volcanisme bimodal (magmas basiques et magmas acides). La

distension entraîne une remontée de l'asthénosphère par amincissement de la lithosphère. Le

gradient géothermique augmente en resserrant les lignes isothermiques et la fusion partielle a

lieu. Le bombement de la lithosphère crée un réseau de fractures dans l'écorce terrestre

suffisamment profond pour que l'ascension de magmas jusqu'à la surface se fasse. Ces

magmas alors riches en gaz et visqueux sont à l'origine des produits permien rencontrés en

surface :

-les tuffites du Reyran signe d'un volcanisme explosif lié au dégazage

-les dolérites du Reyran

-les ignimbrites et piperno du Mont Vinaigre, résultant d'une émulsion incandescente

de matériel en fusion

-les rhyolites de la Louve et pyromérides, attestant d'un volcanisme fissural.

Ces produits se retrouvent confinés dans une caldeira originaire du rifting continental

lié à l'ouverture de la Pangée d'Est en Ouest. Ils ont été également observés au nord de la

Corse, ce qui nous permet de dire qu'elle était en connexion au continent. Ce n'est que plus

tard, à l'Oligocène, qu'un deuxième régime distensif provoque la rotation du bloc Corso-sarde.

C'est à la même époque que l'estérellite s'est formée ; on pourrait donc penser que sa mise en

place est liée cet événement. Or cette roche magmatique de nature calcoalcaline appartient

aux formations volcaniques qui se trouvent le long de l'arc alpin. Dans ce cas l’estérellite

correspondrait à un événement du cycle alpin. La controverse reste ouverte.