Les formations lithologiques de la région toulonnaise

Figure 1-12 Coupes majeures à grande échelle réalisées dans la région (Tempier, 1985 ; Bestani et al. 2015 ; Gouvernet, 1963) localisées sur la Figure 1-11.

3.2 Les formations lithologiques de la région toulonnaise

La carte géologique de la région Toulonnaise est présentée sur la Figure 1-13 à l’échelle 1/50000. Les formations lithologiques du Permien affleurent dans les massifs métamorphiques du Cap Sicié, vers Saint-Mandrier, entre Sanary et Toulon, vers le Cap Garonne et à Carqueiranne. A la base de cette formation, il y a un poudingue à gros éléments de Houiller et de phyllades, puis des grès grossiers et des arkoses alternant avec des niveaux plus fins apparaissent. A l’Est, des coulées de volcanisme (basaltes) sont retrouvées interstratifiées dans les grès et les arkoses. La partie terminale de cette formation montre une alternance de grès arkosiques rouges et de pélites gréseuses ou micacées de teinte violette (Cap Garonne, Figure 1-14A).

Les premières études sur le Trias provençal datent des années 60 avec les travaux de Gouvernet (1963) qui ont permis d’établir une première cartographie et étude structurale de la région toulonnaise. Les travaux de Durand et al. (2011) ont permis d’avoir une étude globale sur le Trias de Provence. Ondicolberry (2015) a réalisé des études détaillées de la sédimentologie du Muschelkalk de la région Toulonnaise, des logs sédimentaires ont été levés afin de voir les différents faciès et environnements de

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dépôts. Le Trias affleure principalement en bord de mer. Par la présence de niveau salifère, le Trias a souvent été considéré comme ayant un rôle majeur dans la tectonique provençale (Caron, 1967; Tempier, 1987). Le Trias inférieur est composé de grès et de conglomérats d’origine fluviatile ainsi que d’argiles intercalées avec la présence de niveau salifère. Le Trias moyen, également appelé Muschelkalk, est composé d’une série sédimentaire de grès, marnes, évaporites, dolomies calcaires et dépôts de gypse, d’environ 100 mètres d’épaisseur (Figure 1-14B) (Brocard, 1991). Les roches sont très déformées et fracturées (Figure 1-14C), l’observation de toute la série du Trias est difficile.

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L’Hettangien appartenant au Jurassique inférieur est composé de calcaires dolomitiques et de dolomies blanchâtres ou rosées présentant des intercalations de marnes vertes (Figure 1-14D). Le Bajocien inférieur est principalement caractérisé par des calcaires marneux, des alternances de bancs calcaires et calcaréo-marneux, ainsi que des calcaires à silex. Le Bajocien supérieur et le Bathonien inférieur sont composés d’une puissante série marno-calcaire à intercalations (El Khanchoufi, 1988) de calcaires marneux (Figure 1-14E) atteignant environ 250 à 300 mètres d’épaisseur dans la région Toulonnaise. Le Bathonien supérieur représente une formation calcaire fracturée et karstifiée. Dans les bancs supérieurs, des calcaires oolithiques dominent (Figure 1-25A). Au sommet de cette formation, une dolomitisation se manifeste par des intercalations à structure cristalline très fine puis elle tend à envahir toute la formation. La série du Jurassique supérieur (Figure 1-14F) correspond à 200 à 300 mètres de dolomies (Dalmasso, 2001; Floquet et al., 2007) et se termine avec des calcaires bioclastiques. Les phases de dolomitisation subies par les formations du Jurassique supérieur sont complexes et nombreuses (Gisquet, 2012).

Le Crétacé inférieur débute par le Berriasien (Figure 1-14G) qui montre un faciès relativement uniforme à travers la région de la Basse-Provence, il s’étend sur une quarantaine de mètres dans la région, avec une alternance de calcaires fins et de marnes vertes (Dalmasso, 2001; Virgone, 1997). Entre l’Hauterivien supérieur et l’Aptien inférieur, la formation de faciès Urgonien s’est déposée avec une épaisseur de 300 mètres environ dans la région Toulonnaise (Figure 1-15A et B). Ces calcaires sont des carbonates très peu poreux de plateforme interne de type packstone – grainstone, avec une forte concentration de rudistes (Figure 1-25 D). Ces faciès ne possèdent pas de microporosité, seulement les fractures contribuent à la faible porosité totale, de 0 à 3% (Leonide et al., 2014) (Figure 1-25 E). Il existe des variations d’épaisseurs de plus d’une centaine de mètres pour ce même faciès (Masse, 1976).

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Figure 1-14 Affleurements du Permien au Jurassique supérieur de la région Toulonnaise. (A) Alternance de grès arkosique et de pélites gréseuses (Cap Garonne, Le Pradet). (B) Muschelkalk inférieur et moyen (Falaises de Sainte-Marguerite, La Garde, photo P.Léonide). (C) Méga-brèche de paléo-drain karstique avec une partie de brèche intraformationnelle (entre les Anses Méjean et Magaud, Toulon photo P.Léonide). (D) Dolomies rosées de l’Hettangien (bord de route, Solliès-Toucas). (E) Alternance marno-calcaire du Bajocien (Solliès-Toucas, photo A.Fournillon). (F) Dolomies du Jurassique Supérieur, plateau de Siou-Blanc. (G) Transition entre le Jurassique supérieur et le Crétacé inférieur (Berriasien), à l’Est du Mont Faron, Toulon.

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Dans la région toulonnaise l’Aptien est plutôt marneux, mais peut également se trouver sous la forme de calcaires à silex (Machhour, 1988). Les formations de l’Albien sont présentes au Nord d’Ollioules et Bandol, mais pas à l’Est (Revest-les-Eaux) (Masse, 1976; Philip, 1970). Ces formations albiennes sont principalement des grès glauconieux à silex avec des intercalations de marnes noires. Au Cénomanien inférieur, la sédimentation marneuse devient de plus en plus calcaire, puis gréseuse avec l’influence du Massif Méridional (Cénomanien moyen) (Figure 1-25G). L’épaisseur de cette formation Cénomanienne varie en fonction de la localisation (e.g. Fournillon, 2012).

Figure 1-15 Photographies des affleurements du Crétacé inférieur au Crétacé supérieur. (A) Calcaires à faciès Urgonien du Barrémien (Source du Ragas, Dardennes). (B) Paysage karstique des calcaires du Crétacé inférieur (Gorges du Destel, Ollioules). (C) Calcaire du Cénomanien, Crétacé supérieur (Carrière de la Bastide d’Orves, Orves, photo G.Maistre). (D) Grès du Turonien à la base, calcaire à rudistes, puis formation gréseuse du Coniacien (Mont Caume vu depuis le Revest-les-eaux).

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Au Cénomanien supérieur, une plateforme carbonatée à rudistes se développe (Figure 1-15C), sujette à de forts apports terrigènes et des phénomènes d’émersion (Hairabian, 2007) (Figure 1-25H). Au Turonien inférieur et moyen, les dépôts sont essentiellement présents dans la partie septentrionale de l’Unité du Beausset. En effet au centre, une discordance permet le dépôt directement du Coniacien sur le Cénomanien. Les dépôts du Turonien sont constitués de calcaires à rudistes de plateforme. Au Turonien supérieur, le Massif Méridional au Sud est marqué par de nombreuses failles syn-sédimentaires avec des phénomènes de re-sédimentation (Hennuy, 2003). La plateforme carbonatée au Nord est toujours en place, les dépôts carbonatés sont d’environ 150 m d’épaisseur. Au Sud, un ensemble de delta se met en place sur les contreforts du Massif Méridional (Floquet et al., 2005; Hennuy, 2003). Au début du Coniacien des re-sédimentations ont lieu puis au Coniacien moyen une importante régression a lieu alors que le bassin poursuit son ouverture. La sédimentation devient plus marneuse sous influence terrigène (Philip, 1970). Ces dépôts, tels que des grès et siltites à matrice calcaire, des calcarénites quartzeuses, sont caractéristiques du secteur central de l’Unité du Beausset où ils affleurent très bien. Au Santonien, le remplissage du bassin et l’arrêt de la transgression va permettre le dépôt de calcaires à rudistes (Grosheny and Philip, 1989; Philip, 1970). Puis après cette sédimentation peu profonde, un dernier épisode marin se met en place avec le dépôt de marnes. Au Santonien supérieur, avec la phase de compression, la mer se retire et sédimentation laguno-saumâtre se met en place (Philip, 1970). Ces dépôts marquent la fin de la sédimentation de l’Unité du Beausset. Le Crétacé supérieur possède une épaisseur entre 300 et 400 mètres.

Aujourd’hui, les orientations principales des failles et linéaments de la région Toulonnaise sont Est-Ouest, N020-060 et N110-140 (Figure 1-16 A). Deux zones importantes de chevauchement du socle Paléozoique sont identifiées vers la Seyne-sur-Mer (Bestani et al., 2015; Tempier, 1987) ainsi qu’en profondeur à Toulon (Quemart and Serratrice, 2000). D’autres zones de chevauchement ont été identifiées au sein du Trias (Caron, 1969; Roure et al., 1992) évoluant en tant que zones de décollement dans les marnes du Callovo-Oxfordien (Roure and Colletta, 1996). La pile sédimentaire représente plus de 2 km de série incluant des calcaires et des dolomies karstifiées, des marnes, des grès et des calcarénites (Figure 1-16 B).

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Figure 1-16 (A) Schéma structural de la région toulonnaise. (B) Colonne stratigraphique synthétique. (C) Phases de déformations et paléo-contraintes associées de la Provence.

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