Histoire géodynamique de la Provence

3.1 Histoire géodynamique de la Provence

L’histoire géodynamique de la Provence a été contrôlée par la succession d’épisodes d’extension, de compression, d’enfouissement, d’érosion et d’aplanissement qui ont affecté cette zone depuis la fin du Paléozoïque.

La fin de l’ère Paléozoïque est caractérisée par le démantèlement de la chaine hercynienne du Carbonifère supérieur à 330 Ma jusqu’au début du Permien à 270 Ma (Arthaud and Matte, 1975). Les structures résultantes se caractérisent par des accidents orientés NE-SW à NNE-SSW et E-W à ESE-WNW (Arthaud and Matte, 1975; Delfaud et al., 1989),Figure 1-7). En Provence, ces directions seront celles qui « domineront » les déformations postérieures.

Figure 1-7 Cartes des accidents tardi-hercyniens de la France, de l’Ibérie et de la Sardaigne (d’après Arthaud et Matte, 1975, modifié dans Leleu, 2005)

Sur la Figure 1-8 , le continent Pangée se situe dans la région Ouest Téthysienne pendant le Trias moyen. La Pangée est alors une immense pénéplaine (Stampfli et al., 2002). Le rift associé à l’ouverture de l’océan Téthys au Trias-Jurassique, se met en place entre l’Afrique et l’Europe (Figure 1-8 B&C).

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Figure 1-8 Six reconstructions clés de l’évolution du domaine Ouest Méditerranéen (de la Téthys de l’ouest) du Crétacé inférieur au Miocène qui ont affecté la Provence extraites de Schettino and Turco (2010). La distribution de la lithosphère continentale est montrée en grise. La lithosphère océanique formée avant le Trias supérieur est en blanc. Les lignes de côtes actuelles sont présentes en tant que référence. (A) Reconstruction de la Pangée à 230 Million d’années. Les zones affectées par les premiers mouvements du rifting sont délimitées par des lignes orange. Les failles transformantes sont indiquées en vert. GF-Faille Gasfa ; IB- Bassin Ionian; 1-Afrique du Nord; 2-Afrique du Nord; 3 Amérique du Nord; 4-Maroc; 5 Ibérie; 6-Tunisie; 7-Eurasie; 8 Apulie ; 9- Plate-forme de Panormide; 10-Adria; 11- Grèce du sud; 12 Plate-forme de Menderes-Taurides; 13-Plate-forme de Dinarides de l’Est ; 14- Prisme d’accrétion des Dinarides de l’Ouest; 15- bassin du sud de Pannonie; 16-Tisza; 17 Pelso; 18 Sakarya; 19- Pontides de l’Est ; 20- Pontides de l’Ouest; 21 Strandja; 22-Serbie-Macédoine; 23-Rhodope; 24 kirsehir; 25-Arabie. (B) Reconstruction des plaques à 147,7 Ma (chron M21, Tithonien). (C) Reconstruction des plaques à 131,9 Ma (chron M10, Hauterivien). Les lignes bleues sont des isochrones synthétiques relatives à l’ouverture de l’Océan Valaisan et de la Téthys Alpine. FNP = Faille Nord Pyrénéenne. (D) Reconstruction des plaques à 83,5 Ma (limite Santonien-Campanien). (E) Reconstruction des plaques à 40.1 Ma (chron C18r, Bartonien inférieur). (F) Reconstruction des plaques de 20,1 Ma (chron C6n, Burdigalien inférieur). Les lignes vertes sont des isochrones synthétiques limitant la distribution de la croûte océanique dans la Méditerranée de l’Ouest d’après (Schettino and Turco, 2006).

Entre le Valanginien et le Barrémien, la Basse-Provence, région entre Nîmes et Toulon est une vaste plateforme à rudistes (Figure 1-9) (Masse, 1976; Tendil et al., 2017).

Après le Barrémien, une période de mouvements tectoniques se met en place qui va marquer le début du « Bombement Durancien », structure Est-Ouest de type blocs basculés formant un haut structural au Nord de la Provence (Chorowitz and Mekarina, 1992). Guyonnet-Benaize et al. (2010) proposent un système en trans-tension, avec une déformation à très grande longueur d’onde, échelle kilométrique, et des failles normales. Tout ceci formant ainsi des horsts et des grabens, selon des failles de direction N110 (Hennuy, 2003). Cet évènement a provoqué un hiatus stratigraphique et des discordances avec des

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dépôts de bauxites (Laville, 1981) (Figure 1-25 F). Cela va entrainer une érosion d’une partie ou de la totalité des dépôts de l’Aptien et de l’Albien (Rousset, 1969) dans la région toulonnaise.

Figure 1-9 (A) Paléogéographie de la Téthys Méditerranéenne au Barrémien–Aptien modifié d’après Masse and Isintek (2000) et Steuber et al. (2005). Le carré rouge indique la position de la Figure. 1.B. (B) Reconstruction paléogéographique au Barrémien supérieur du Sud-est de la France, montrant les plateformes urgoniennes entourant le bassin Vocontien Basin modifié d’après Masse and Fenerci-Masse (2011). (C) Coupe stratigraphique de la plateforme urgonienne Provençale du Valanginien au Barrémien. La carte paléogéographique la plus haute, représente la plateforme Provençale au Barrémien supérieur (lower M. sarasini Zone). Cette figure est extraite de Tendil et al. (2017).

Au Sud de la Provence, au cours du Crétacé supérieur, une plateforme carbonatée s’est développée (Figure 1-10A). Au Cénomanien, une transgression marine se produit au Sud de la Provence et progresse vers le Nord-Est. Des plateformes carbonatées à rudistes se forment sur la marge méridionale du relief créé par le bombement Durancien (Philip, 1970; Philip, 1998), alors que plus au Sud, la sédimentation est carbonatée et silicoclastique, issue d’un massif probablement rattaché au bloc Corso-Sarde, le massif Méridional (Figure 1-10B) (Hennuy, 2003; Philip, 1970).

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Figure 1-10 (A) Carte paléogéographique des aires de sédimentation d’âge crétacé supérieur de la Provence Sud. Gari (2008) modifié d’après Philip (1970). (B) Bloc diagramme représentant le cadre paléogéographique sud-provençal au Turonien et au Coniacien inférieur. D’après Hennuy (2003).

Au Santonien, l’évènement majeur est le démarrage de la phase tectonique compressive « pyrénéo-provençale ». L’ouverture de l’Atlantique Nord entraîne l’arrêt de l’ouverture de la Téthys et le rapprochement entre l’Afrique et l’Europe. Cet évènement provoque un début de collision entre ces deux continents, et entraîne la surrection et la formation des Pyrénées et des chaines Catalanes jusqu’au Miocène (Fitzgerald et al., 1999; Mattauer, 1968; Roure and Choukroune, 1998) (Figure 1-8 D). En Provence, la compression Pyrénéo-Provençale débute vers 80 Ma et est en relation avec la subduction de la plaque Africaine sous la plaque Européenne. Cette phase de compression est présente jusqu’à l’Eocène (Figure 1-8 E) avec des directions de compression stables orientées environ N-S (Le Pichon et al., 1988). Cette tectonique polyphasée est à l’origine de grandes structures provençales observées aujourd’hui comme les chevauchements nord-toulonnais et le massif de la Sainte-Baume (Tempier, 1987).

La formation du rift Ouest-européen à l’Oligocène (Bergerat, 1985; Hippolyte et al., 1991; Le Pichon et al., 1988; Séranne, 1999) suivie de l’ouverture du bassin Liguro-Provençal à la fin de l’Oligocène (Hippolyte et al., 1993; Mauffret and Gorini, 1996) a conduit à la formation de nombreux bassins extensifs en Provence (Bergerat, 1985; Hippolyte et al., 1993). Ce rifting résulterait d’une réorientation de la direction de convergence de la plaque apulienne par rapport à l’Europe et provoquerait la formation d’un prisme orogénique dans les Alpes (Choukroune et al., 1986; Ford et al., 2006). Le bassin liguro-provençal serait un bassin d’arrière-arc lié à la subduction située au front des Appennins (Lacombe and Jolivet, 2005).

La phase d’extension fin Oligocène a entrainé la dérive du bloc Corso-Sarde jusqu’à la fin du Burdigalien (Gattacceca et al., 2007) où il entrera en collision avec l’Italie pour former la chaine des Appenins. D’un point de vue paléogéographique, les dépôts Miocène peuvent être découpés en grands ensembles distincts , séparés par des surfaces d’érosion majeures (Besson, 2005).

La convergence de l’Afrique et l’Europe se poursuit, provoquant l’avancée du front alpin vers le Nord-Ouest (Figure 1-8). Au Miocène, la déformation s’exprime en domaine cassant dans les Alpes, avec des

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chevauchements qui se propagent des domaines internes vers les domaines externes (vers le Nord et l’Ouest).

Contrairement à la Provence occidentale, la Provence orientale n’a pas été réellement affectée par la phase Alpine. De la période Miocène à aujourd’hui la phase alpine n’a laissé que très peu de traces microtectoniques dans la Provence de l’Est, au Sud de la faille de la moyenne Durance (Bestani et al., 2015; Champion et al., 2000; Combes, 1984). .

A la fin du Miocène, la Méditerranée se retrouve isolée de l’océan Atlantique suite à la fermeture du détroit de Gibraltar (Clauzon et al., 1996). L’eau de la mer s’évapore alors, précipitant du gypse et du sel à plus de 1500 m de profondeur (Ryan, 1976). Cet abaissement du niveau marin provoque sur le continent une incision importante du réseau hydrographique formant des canyons pouvant atteindre les 1000 m de profondeur (Clauzon, 1973; Clauzon, 1978). La mer a de nouveau été immergée à 5,32 Ma (Clauzon et al., 1996). Sur le continent, les canyons sont ennoyés, et vont par la suite se combler par les produits d’érosion provenant du démantèlement des reliefs. Cette remise en eau très rapide a sans doute provoqué des remaniements dans les réseaux karstiques existants.

Un volcanisme effusif, dans la région toulonnaise, avec des coulées de basaltes observées jusqu’à la mer suivant la paléo-vallée de la Reppe, est daté à environ 5,45 Millions d’années (Tassy et al., 2014).

Figure 1-11 Localisation des coupes géologiques majeures. Carte géologique au 1/250000 du BRGM.

Sur la base de données des travaux anciens (Roure and Colletta, 1996; Tempier, 1987) de même que des travaux récents (Andreani et al., 2010; Bestani, 2014; Bestani et al., 2015; Espurt et al., 2012), les auteurs ont montré que la déformation de la couverture sédimentaire actuelle, lors de la compression pyrénéenne, serait contrôlée par des paléo-structures profondes héritées du Paléozoïque (Carbonifère supérieur et Permien), en relation avec le socle cristallin, et réactivées en grande partie lors de la compression Pyrénéo-Provençale. Les principales coupes géologiques construites en Provence (Bestani, 2014; Bestani et al., 2015; Espurt et al., 2012; Gouvernet, 1963; Lacombe and Mouthereau, 2002; Tempier, 1987) mettent en évidence le style structural complexe de la Provence, la tectonique est à la fois de couverture (thin-skin) et de socle (thick-skin).