Résumé et discussion sur l’évolution géomorphologique de la marge provençale

Cette synthèse bibliographique (cf annexes 1 et 2 et tableau 3-1) validée par mes observations personnelles de terrain permet de mettre en évidence les grandes tendances géomorphologiques du secteur de la Nerthe au bassin du Beausset.

Certaines surfaces planes du secteur semblent correspondre à des surfaces d’abrasion marine élaborées sous l’action de la houle à l'échelle régionale. Les processus de formation de ces surfaces élaborées en milieu littoral sont l’usure mécanique par les vagues et le matériel abrasif qu’elles transportent, qui peuvent extraire de grands blocs sur des abrupts, et l’altération verticale due à l’alternance mouillage-séchage et l’haloclastie (Treinhale et al., 2006). De telles surfaces sont interprétées dans l'actuel et l'ancien sur la base d'arguments morphologiques et sédimentologiques

(Dana 1849, Bartrum 1924; Edwards 1941; 1951, Sunamura 1978a; 1978b et Trenhaile 1971; 1972; 1974a; 1974b; 1978, Alvarez-Marron et al., 2008) ou des expérimentations en laboratoire

(Sunamura 1992, Trenhaile et al., 2006,).

Le massif de la Nerthe offre de remarquables exemples de surfaces d’abrasion marines qui forment des encoches dans le paysage : secteur de la Fare, surface sommitale de la Nerthe ; Fig ; 3-31, 3-33, 3-44, et des surfaces de transgression où les sédiments marins sont déposés et préservés (Rubino et al., in Besson et al., 2005 ; Oudet, 2008 ; Bache et al., 2011). La surface sommitale de la Nerthe située à 160-220 m d’altitude pourrait correspondre à la transgression tortonienne, synchrone des dépôts observés plus au nord (Ste Victoire, Aix en Provence, Salon ;

Rubino et al., in Besson et al., 2005) et qui pourrait être datée par des sables coquilliers marins dont quelques vestiges sont préservés et tapissent l’encaissant rocheux en place d’un vallon situé au nord du Rove à 200 m d’altitude (Fig. 3-32).

La surface du logis Neuf, qui constitue le prolongement oriental de la Nerthe correspond vraisemblablement à cette transgression tortonienne. Elle est par ailleurs datée par un remplissage marin de paléokarst du Tortonien aux Pennes-Mirabeau (Masse, 1971 ; Tableau 3-1).

Une autre surface majeure dans la région correspond à la surface du Camp qui apparaît nettement dans le paysage au sud de la Ste Baume et recoupe les carbonates du synclinal du Beausset. Cette surface dont la planéité et les dimensions sont exceptionnelles comporte les caractéristiques d’une surface d’abrasion marine (Fig. 3-33, 3-38, 3-44) : Cette plate-forme est proche du littoral actuel et tertiaire, les roches y sont tronquées de manière plane, et les transgressions marines du miocène moyen ont laissé des traces de leur passage à proximité dans des paléokarsts à l’ouest

(Philip et al., 1975 ; Masse et al., 1971 ; Villeneuve, com. orale 2011) et dans le massif de la Nerthe (surfaces d’abrasion et de transgression, sédimentation marine). La déformation qui a affectée cette surface et son altitude (~450 m) plus élevée que les plus hauts niveaux marins connus au Miocène (+140m à 16 Ma, Haq et al., 1987 ; +50m à 6Ma, Miller et al., 2005) impliquent des déformations tectoniques postérieures aux transgressions miocènes et à l’élaboration de la surface.

Cependant, la surface du Camp a été décrite dans la littérature comme une surface élaborée par la circulation de rivières (Cornet, 1966, Tableau 3-1). Or, dans les paysages carbonatés, les rivières auront tendance à inciser leur lit et à élaborer des terrasses fluviatiles. Le plateau du Camp est un

relief plan, arasé, qui domine l’unité du Beausset. Il a pu être emprunté par des cours d’eau dans sa partie nord (galets dans le poljé de Chibron ; Fig. 3-43) mais sa planéité n’est pas le fait de l’érosion fluviatile.

Figure 3- 44 : Caractéristiques géomorphologiques d’une surface d’abrasion marine au nord de l’Espagne (Asturies) A: Schéma ideal d’une plate-forme côtière (Alvarez-Marron et al., 2008., modifié d’après Burbank et Anderson, 2001). Une large surface d’abrasion marine (wavecut) upliftée au-dessus du niveau marin est préservée. Ces terrasses marines sont caractérisées par la surface d’abrasion et localement des sédiments marins. B : Photo d’une surface d’abrasion marine (wavecut surface) dans des quartzites du nord de l’Espagne (Cap Vidio ; Alvarez-Marron et al., 2008). C : MNT de la côte ouest des Asturies d’une résolution de 10m montrant la vaste superficie des terrasses marines (Service cartographique du gouvernement régional des Asturies in Alvarez-Marron et al., 2008). D : Carte géologique et géomorphologique de la terrasse marine. D’après Alvarez-Marron et al., 2008.

Evolution tectonique et morphologique de la Marge depuis l’Oligocène :

Le tableau 3-1 résume les points clefs d’une synthèse bibliographique réalisée sur l’évolution de la Basse Provence au Cénozoïque. Des descriptions plus détaillées se trouvent en Annexe 2.

Les surfaces d’abrasion de la Nerthe au plateau du Camp, ainsi que tous les marqueurs sédimentaires décrits dans cette partie constituent des niveaux repères de paléo-niveaux marins possibles. Ils sont résumés dans un graphe de synthèse (Fig. 3-45). Les altitudes de ces marqueurs morphologiques et sédimentaires montrent une tendance à l’élévation en direction de l’est. L’altitude de ces niveaux repères ne peut s’expliquer que par un soulèvement graduel tectonique post-tortonien ayant conduit à une surrection des reliefs et à l’élévation des surfaces marines à plusieurs centaines de mètres d’altitude. En mer, au contraire, les auteurs (Cornet, 1966 ; Froget, 1971 ; Bache, 2008) décrivent une forte subsidence de la marge provençale et du Golfe du Lion, ce qui correspondrait alors à un vaste mouvement de bascule dont la charnière serait constituée par la ligne de côte, avec des mouvements positifs à terre et négatifs en mer. Cette tendance sera

confrontée aux données de sismique marine et interprétée dans un contexte géodynamique régional.

Figure 3- 45 : Synthèse des niveaux repères sédimentaires et morphologiques Cénozoïque du massif de la Nerthe (à l’Ouest) au bassin du Beausset (à l’est) projetés dans un plan ouest-est. Les altitudes des niveaux repères sont indiquées en ordonnées. La nature des marqueurs sédimentaires est indiquée par différentes couleurs. Les marqueurs ne sont pas synchrones, leur âge, lorsqu’il est connu est indiqué dans la figure. La flèche indique la tendance générale qui montre des altitudes croissantes vers l’Est.

Tableau 3- 1 : Bibliographie des évènements tectoniques et morphologiques de la Basse-Provence depuis l’Oligocène

ETAGE _TECTONIQUE^EVENEMENT

EVENEMENT EUSTATIQUE ET HYDROGRAPHIQ UE TEMOINS SEDIMENTAIRES ET GEOMORPHOLOGIQUES

QUATERNAIRE Milieu continental Tufs (Bassin de Marseille) Bonifay, 1962

PLIOCENE Basculement complet de la marge provençale vers le Sud, submersion du massif cristallin Remise en eau de la Méditerranée (+70m NGF) Rias pliocenes + Gilbert Deltas spéléogenèse per-ascensum Drainage du réseau hydrologique vers l’E,

l’W, le S (Cornet 1966)

Conglomérats pliocènes de Valensole

Transition marin-continental (Clauzon, 1996)

Puits cheminées dans les réseaux karstiques

(Mocochain,2006a)

Surface d’abandon pliocène (Clauzon, 1982)

Colmatage des réseaux profonds (Mocochain,

2007)

Pente des canyons : 9° à 14° (bascule)

Basaltes d’Evenos : altitudes de la base des coulées montrent un basculement de 550m du N au S

(Cornet 1966, Coulon, 1967)

Surface de la Nerthe : dépôts burdigaliens à tortoniens décapés + nappe alluviale provenant d’une dérivation de la Durance recouvre la surface

d’abrasion (variolites et roches vertes) (Cornet

1966)

MESSINIEN ^{Assèchement de la} Méditerranée

(Clauzon, 1982)

Onshore : creusement de canyons + réseaux karstiques profonds

Offshore : évaporites dans les bassins

TORTONIEN

Transgression marine dans le golfe durancien Présence d’un massif cristallin entre la mer miocène et le rivage actuel.

Réseau hydrographique s’écoule vers le Nord 3 cours d’eau majeurs : rivières de la Gineste, de La Ciotat, d’Ollioules (Cornet, 1966) OU BIEN Surface S = Plate-forme d’abrasion sous-marine (Philip et al.,

1975)

Miocène marin des Costes, Ste Victoire etc. dépôts marins du Miocène sup. transgressifs sur le socle métamorphique du banc des Blauquières (Froget 1974)

Cailloutis abondants (quartz, gneiss, micashistes, nodules de limonite) sur les surfaces abrasées au

Burdigalien surfaces = chenaux d’évacuation et

bassins de réception pour les eaux continentales

(Cornet 1966)

Cailloutis sous-basaltiques autour

d’Ollioules-Evenos surface scellée par coulée basaltique

(Cornet, 1966, Coulon, 1967)

Dépôts karstiques attribués à l’Helvétien marin dans le massif du Douard (Philip et al., 1975) et

Miocène sup. aux Pennes-Mirabeau (Masse, 1971).

SERRAVALLIEN

LANGHIEN

BURDIGALIEN ^{Transgression marine} _{dans le golfe durancien}

Provence = pénéplaine Au Sud de la Ste Baume : mer plus loin

vers le Sud (Cornet,

1966)

Miocène marin du Luberon, Ste Victoire etc. Elaboration des surfaces d’abrasion (La Bédoule, plans de la croix de Malte, ferme de la Bégude, plateau du Camp, Hauts d’Ollioules) « surface

principale » (Cornet, 1966)

 = « surface fondamentale S » (Nicod, 1967)

Pas de dépôts continentaux retrouvés (Cornet,

1966) AQUITANIEN STAMPIEN Orogenèse (Maures, reliefs de l’Huveaune, Barjols) ? (Cornet, 1966) Erosion intense (Abrasion de la Ste Baume au Verdon) (Cornet, 1966)

Elaboration de la haute surface oligocène S’

(Cornet, 1966 ; Nicod, 1967 ; Blanc, 1992)

Décharge détritique dans le Bassin de Marseille

avec une partie des apports venant du Sud (Dupire,

1985)

Poudingues à éléments cristallins à la Pointe Rouge

(Vasseur et Fournier 1896 ; Dupire, 1985)

RUPELIEN

Ouverture du bassin Liguro-Provençal et début de rotation du bloc corso-sarde

Régime fluvial lacustre

3.2.3 Impact de l’évolution géologique et géomorphologique sur la