Texte de ma conférence, suite aux nombreuses observations faites au cours de nos sorties le long de la Durance.

                                            La Durance, grande rivière de Provence

                                                ……et son histoire géologique

++La Durance prend sa source sur les pentes du Chenaillet, au dessus de Montgenèvre, près de la frontière Italienne et se jette dans le Rhône à Avignon.-ph1.

Le Chenaillet, qui a échappé à la disparition par subduction, est un lambeau de lithosphère océanique avec manteau et croûte  comprenant des gabbros et des laves en coussin –ph2,

Les plus belles laves en coussin des Alpes sont visibles vers 2400m d’altitude –ph3.

La Durance mesure 305 km  environ et son bassin versant a une superficie de 14225 km2 .C’est le 4 ieme bassin Français –ph4.

Son débit moyen est de 190 à 200 m3/s à Avignon.

Mais son régime est caractérisé par des étiages marqués 35 à 40 m3/s, fréquents. Le débit réservé  4,5m3/s ne suffisant pas à l’autoépuration de ses eaux. Ses affluents apportent heureusement de l’eau qui limite la pollution –ph5.

Le régime est marqué aussi par des crues ; -ph6-7.

Crues centennales de 4500 m3/s

Crues décennales de 2500 m3/s

Crues annuelles de 1600 m3/s

La crue de janvier 1994 a atteint 3000m3/s –ph8-9.

Jusqu’en 1960 (Serre Ponçon), les crues pouvaient être catastrophiques jusqu’à 6000m3/s (6800en 1886) ainsi que pendant le petit âge glaciaire (du XVI au XIX siècle). –ph10.

Mais  les barrages ne peuvent empêcher les grandes crues. Aussi, depuis  2010, EDF a  créé un piège à graviers sur le Buech pour éviter les inondations à Sisteron. –ph11-12.

320 000 m3 de graviers ont été extraits et en 2012 une banquette de débordement pour élargir le lit de la Durance a été aménagée ; les limons enlevés ont servi à la réhabilitation de carrières et à la valorisation de terres agricoles. Un entretien de ce piège à graviers est programmé.                                                                                                                                                            Sur presque toute sa longueur, la Durance a un réseau en tresses ; ce n’est pas une rivière mais un torrent –ph13. Son taux d’érosion chimique est de 121T/km2/an et son taux d’érosion mécanique est de 364 T/km2/an. Ces taux sont supérieurs aux taux mondiaux moyens.

D’ailleurs le comblement rapide du barrage de l’Escale nous le montre bien (il ne reste que le chenal sur 16 M m3) –ph14. Et on voit bien sur  cette photo le comblement du bout du lac de Serre Ponçon par le torrent de Boscodon, torrent très actif qui a 3 bassins de réception, au lieu d’un seul. La Durance ne pouvant plus entrainer les blocs et les galets et l’exploitation de la gravière n’y suffit pas ! –ph15 à17. Cependant, à cause des barrages, le cours de la moyenne Durance présente des segments qui ont perdu de l’énergie. Le réseau en tresses est interrompu par des secteurs à méandres qui peuvent toutefois provoquer des dégâts. Ainsi, cet agriculteur de Mirabeau a perdu quelques hectares, d’autant que l’autoroute gêne la divagation de la rivière –ph18.

La Durance a été aménagée après le Verdon : d’une part à cause de son trajet nord-sud avec une forte pente (3m/km), d’autre part, il y a peu d’endroits suffisamment resserrés pour y installer un barrage pouvant contenir assez d’eau. L’invention du barrage masse a permis l’équipement de la Durance.                                                                                                               Le Verdon présente, lui, une bonne partie de son cours sans le sens Est-Ouest, dans le sens des plissements, avec une pente moindre, des endroits resserrés et des possibilités de rétention de l’eau –ph19.                                                                                                                                     Le barrage de Serre Ponçon, le plus grand d’Europe, 1,2 milliards de m3, sur 27 km de long, produit 700 millions de kwh. Avec 17 barrages et 30 centrales hydro-électriques, Durance et Verdon produisent 6 à 7 milliards de kwh, soit 10% de la production hydroélectrique française, ce qui ne suffit pas à la région –ph 20 à22.

Les prélèvements par les gravières sont maintenant interdits dans le lit mineur, mais il y en a beaucoup dans le lit majeur, ce qui entraine inexorablement un abaissement du lit mineur, donc  assèchement de terrasses, pollution de  la nappe mise à l’air libre, érosion régressive accrue –ph23 à 25.                                                                                                                           De l’Argentière la Bessée à Montdauphin, elle suit une faille : la FHD (faille de haute Durance), qui passe par Risoul et va finir dans le massif du Mercantour ; faille toujours active, le séisme du 26 février 2012 à St Paul sur Ubaye nous le rappelle –ph26 à 28.

Puis de Peipin au pont de Mirabeau, elle suit une autre faille la FMD (faille de la moyenne Durance), faille la plus sismogène de France, et toujours active ; témoin le séisme du 19 septembre 2012 à Volx. (8 ieme de l’année au lieu de 3) –ph29-30.

Elle suit ensuite un parcours Est-Ouest jusqu’au Rhône. A l’Argentière la Bessée il y a confluence entre la Gyronde qui vient du parc des écrins en passant par Vallouise et la Durance qui creuse une gorge dans le fond de son auge glaciaire pour rejoindre la Gyronde. Ce qui signifie que le glacier de la Durance rejoignait le glacier de la Gyronde par un gradin de confluence, il était donc un glacier secondaire, le principal étant celui de la Gyronde.    La Durance ne devrait donc s’appeler Durance que jusqu’à l’Argentière  et ensuite Gyronde jusqu’à Avignon –ph31 à33.

On peut constater également que la Durance n’est pas plus longue que la Cerveyrette ou l’Orceyrette et dans tous les cas elle est plus courte que la Guisane et surtout la Clarée ; par conséquent, du pied du col de Montgenèvre  jusqu’à l’Argentière elle devrait s’appeler Clarée –ph34. Mais comme,  seule, la vallée de la Durance ne se termine pas en cul de sac, on l’a privilégiée par rapport aux autres.

++On peut retrouver dans les paysages et les affleurements l’histoire la plus récente de la Durance, son histoire quaternaire qui n’est pas encore effacée par l’érosion. Le château de Mison, au nord de Sisteron est bâti sur un rocher –ph35- qui est un reliquat du cône fluvioglaciaire du glacier de la Durance à l’interglaciaire du günz  vers 600kans. Le glacier dont il ne reste plus de traces devait se trouver vers Veynes (05).

On peut y voir des périodes de fonte avec des débâcles suivies de périodes plus froides ou les alluvions étaient remaniées par des chenaux en tresses –ph36. Une petite animation, tente d’expliquer la formation de ces remaniements avec disposition inclinée des galets –ph37-38. En regardant vers le sud, vers Sisteron, on peut reconnaître des dépôts laissés au cours des 4 glaciations du quaternaire sur les terres noires jurassiques  -ph39.

Günz ( inter) au château de Mison, Mindel ( 400 à 600 kans), fluvioglaciaire,  sur la route menant à Ribiers et au-delà vers le sud, Riss (120 à 300 kans) dont il ne reste que les moraines de fond formant une arête de Mison à la Sylve et Würm  ( 100 à 10 kans) dans la vallée du Buech  et de la Durance visible vers Thèze, fluvioglaciaire –ph40. On trouve des lambeaux des différentes terrasses glaciaires tout le long du parcours de la rivière : -ph41 à45. Par exemple à Volonne, St Auban, au pont de Mirabeau sous la chapelle Ste Madeleine, à Embrun et Eygliers sous le fort de Montdauphin (même terrasse fluvioglaciaire de Würm découpée par  l’érosion).

Au Riss (plus forte glaciation), le glacier atteignait Sisteron ; là, il se fragmentait et des radeaux de glace pouvaient emporter d’énormes blocs que la rivière n’aurait jamais pu transporter –ph46-47. Ils se déposaient plus loin sur le cône fluvioglaciaire à la hauteur de Salignac ; certains ont atteint St Auban –ph48 à51.

L’explication n’est pas très convaincante. Mais suite à l’étude de la formation deltaïque située au nord de Ribiers, datée de la fin du Riss, une autre explication a vu le jour (communication orale de JC.Hippolyte, géologue au Cerege).

Le glacier atteignait bien Sisteron, mais, au moment de la débâcle (vers la fin de la glaciation), un lac s’est formé entre Laragne et Ribiers (d’où, la formation deltaïque), les eaux ne pouvant s’écouler suffisamment, le lac a pris de l’ampleur, jusqu’à ce que la glace qui obstruait le verrou de Sisteron, ne puisse plus résister. Le lac s’est alors vidé, emportant d’énormes blocs jusqu’à St Auban. C’est ce qu’on craint aujourd’hui dans les Alpes avec la fonte rapide des glaciers –ph52 à54.

Pendant les glaciations du quaternaire, la Durance était un fleuve ; passant par le seuil de St Pierre de Vence, elle longeait ensuite  les Alpilles et se jetait dans la mer au niveau d’Arles, repoussant le Rhône vers la faille de Nîmes –ph55. Puis elle passa par le seuil de Lamanon   pour se jeter dans la mer au niveau de Fos sur mer.                                      Aujourd’hui, le canal EDF emprunte  ce passage pour aller vers Salon –ph56.

Puis, il y a environ 30 000 ans  au würm récent, elle emprunta le seuil d’Orgon pour devenir affluent du Rhône –ph55-56. Mais son cône de déjection  repoussa le Rhône vers l’Ouest et obligea l’Ouvèze à remonter vers l’amont pour le contourner. Elle rejoint aujourd’hui le Rhône à Avignon. Le passage vers Avignon a été permis par un affaissement du seuil d’Orgon dû au jeu de la  faille Salon-Cavaillon –ph56-57-58.

++ Un peu plus difficile à voir est l’épisode messinien (de 6 à 5,3MA) à la fin du miocène.

Les profils sismiques,  électriques  et quelques affleurements  nous le dévoilent.                   Au messinien, le détroit de Gibraltar se ferme ; le niveau de la méditerranée  baisse d’au moins 1500 m, jusqu’à l’équilibre entre évaporation et apports d’eau par les 3 principaux fleuves qui l’alimentent (Rhône, Nil, Danube) –ph59.D’où ces énormes dépôts de sel recouverts par les sédiments post-messiniens –ph60.

Les rivières creusent alors de véritables canyons pour retrouver un profil d’équilibre. Le Rhône, la Durance et leurs affluents sont concernés –ph61-62.

Ainsi,  à Oraison, le Rancurre creusa un canyon d’environ 400m de profondeur -ph63. Lorsque la mer revint au pliocène, elle  envahit et remonta les canyons formant ainsi des rias; celle du Rhône, jusqu’à Lyon, celle de la Durance au-delà d’Oraison –ph64.                    On trouve par exemple les dépôts de la transgression post-messinienne (pliocène) bien conservés au milieu des gorges de Régalon avec des fossiles marins qui datent bien cet événement –ph65.

++Si on arrive à reconstituer l’histoire quaternaire de la Durance par l’observation d’affleurements, de caractères morphologiques et structuraux, comment connaître son histoire plus ancienne ?

La Durance prenant sa source dans les Alpes, elle ne peut exister que depuis leur formation.                                                                                                                                                                  Au trias, la Pangée s’érode, les reliefs hercyniens sont pénéplanés , et elle se fissure.-ph66.  Au  jurassique, l’océan alpin, dépendance de l’atlantique central naît. Des sédiments se déposent. Il s’élargit jusqu’au crétacé moyen (aptien-albien) –ph67-68.

Puis, au crétacé supérieur, l’ouverture de l’atlantique sud provoque la remontée vers le nord de la plaque africaine qui va refermer l’océan alpin. –ph69-70.

Au tertiaire, les plaques européennes et africaines se rencontrent : c’est la collision ; la plaque européenne passe sous la plaque africaine créant un épaississement crustal : le relief alpin dont le Chenaillet, est né. La Durance peut couler. –ph71-72.

Une des premières manifestations de la Durance ou plutôt de la paléodurance ou de ses affluents pourrait être visible dans le bassin de Forcalquier, limitant à l’Est par la FMD,  une vaste cuvette profonde de 11 km en voie de comblement depuis le trias. –ph73-74.

A l’oligocène, le bassin achève son comblement  par des apports venant  de l’Est grâce à l’activité de la FMD mais pas de traces de dépôts laissés par une paléodurance, ni même dans la vallée du Vançon qui suit la FMD. –ph74-75.

Au miocène, la méditerranée actuelle (bassin liguro provençal) naît de la dérive du microcontinent corso-sarde. La transgression remonte vers Lyon par à coups, créant des reflux vers la mer naissante. –ph anim76. Le delta de la paléodurance se trouve au niveau de Cucuron et de Cabrières d’Aigues. Des galets perforés par des pholades en attestent.     –ph77 à80.

Mais aussi au nord immédiat du chaînon Ventoux-Lure. Un bras de la paléodurance devait se diriger vers le golfe de Vaison en passant par Mévouillon, dont l’érosion a épargné le paléodelta ; -ph81 à 83, par Montbrun dont les couches ont été repliées  ensuite par le chevauchement du massif  Ventoux-Lure ; -ph84 à86, et par Saint Vincent sur Jabron et Chateauneuf-Miravail dont on ne voit que le flanc normal du pli recouvert par le chevauchement Ventoux-Lure. –ph87-88.

Le golfe de Vaison se prolongeait donc  par une ria occupée aujourd’hui par le Jabron et le toulourenc –ph89.

Ainsi la paléodurance venant globalement du nord  se jetait dans la mer miocène au niveau des golfes de Vaison et de Cucuron.                                                                                                                 A la fin du miocène, les reliefs de Ventoux-Lure se forment, plissant les sédiments du miocène comme on vient de le voir et la FMD  s’inverse.                                                                      Le creux se trouve désormais du côté de Valensole. –ph89 à 92.

Toutes les rivières (Bléone, Asse, Durance) vont combler cet espace par de grandes quantités de conglomérats bien visibles dans les paysages, ainsi les rochers des Mées entièrement constitués de poudingue à ciment silicifié. –ph93.                                  Aujourd’hui, la Durance coule le long  de la FMD  et le plateau de Valensole subit une érosion intense bien visible de satellite. –ph94.                                                                                    Son histoire n’est pas terminée ;  le changement climatique  aidant, va t’elle nous refaire la surprise de 1907 ?  -ph95.

Front de la nappe des flyschs à Ancelle (05) et paysages

Ph1- Ancelle est situé dans la zone externe des Alpes, la ZD (zone dauphinoise), au front des nappes de l’Embrunais–Ubaye (E-U) séparées en deux par la ½ fenêtre d’Embrun.

Il y a deux nappes : à la base, la nappe de l’Autapie et, au sommet, la nappe du Parpaillon. Seule, la nappe de l’Autapie est bien visible à Ancelle.

Ces nappes sont constituées de roches de type turbidites. Des séquences répétitives de calcschistes, grès fins, calcaires fins, pélites. Dans les calcschistes on trouve des traces méandriformes de « vers » : ce sont les flyschs à helminthoïdes -ph2- on trouve également des fossiles d’organismes planctoniques –les Globotruncana qui donnent un âge crétacé sup à ces sédiments turbiditiques.

Ces flyschs turbiditiques sont les derniers sédiments formés dans l’océan alpin en voie de subduction. Lors de la collision, de la formation de la chaîne alpine, ils ont été expulsés  vers l’Ouest, envahissant les bassins flexuraux de plus en plus externes au fur et à mesure de la progression de la chaîne alpine vers l’Ouest. –ph1. (voir page bassins flexuraux et page lac du Lauzanier). La sédimentation dans les bassins flexuraux est caractérisée par la trilogie calcaire à nummulites, marnes bleues, grès d’Annot, ici du Champsaur.

Au cours de cette sortie, nous allons voir  le front de la nappe de l’Autapie (CPF), la ZD (zone dauphinoise), avec la semelle de la nappe, le bassin flexural et ses sédiments, les terres noires du Jurassique sup plus ou moins autochtones. Nous n’oublierons pas les paysages variés qui vont s’offrir à nous, dont certains gardent l’empreinte des dernières phases de la  glaciation du würm.                                                                                                                Des précisions seront apportées au cours des différents arrêts.

• 1-Du col de Moissière au sommet de St Philippe.

Nous allons remonter le temps en partant des terrains les plus jeunes pour aller vers les plus vieux.

—-Quelques vues : -ph3-4-5. En regardant vers l’Est, on constate que l’altitude des sommets est de plus en plus élevée. C’est dû à l’empilement des nappes, leur épaisseur (200m pour l’Autapie, plus de 1000m pour le Parpaillon et son soubassement, seul visible dans ce paysage), mais aussi aux plis intra nappes qui les accompagnent.

—-On arrive rapidement sur la formation appelée schistes à blocs, datée de l’oligocène inf (rupelien). –ph 6 à9. On voit des blocs de toutes tailles, d’âge et de nature diverse, emballés dans une matrice argilo-pélitique sombre. C’est un ensemble d’olistolithes (olistostrome). Certains blocs présentent des figures de paléocourant à l’envers (flute cast). -ph10-11.

Ces blocs proviennent des couches sous-jacentes arrachées et d’éléments de la nappe de l’Autapie juste au-dessus. En s’avançant vers l’Ouest, le front de la nappe de l’Autapie a produit des blocs qui se sont écroulés dans le bassin flexural et des blocs arrachés aux couches sous-jacentes, le tout a été emballé dans les sédiments vaseux du bassin flexural. Ils ont subi par la suite, une schistosité à l’origine du nom de cette formation.                       Ces schistes à blocs reposent donc sur les sédiments du bassin flexural, en discordance de ravinement. La photo 12 est la coupe de ces affleurements.

—-Au cours du würm, le sommet de St Philippe et les schistes à blocs étaient plus haut que le glacier durancien. Lors de la fonte du glacier, ils ont formé un relief abrupt au-dessus de l’auge glaciaire ; relief, qui a fini par s’écrouler. Le lac Faudon se trouve dans la niche d’arrachement de ce glissement de terrain. –ph13-14.

—-On va observer, maintenant les sédiments du bassin flexural en commençant par les plus jeunes : les grès du Champsaur jusqu’au sommet de St Philippe.                                        Les grès plutôt fins sont des roches détritiques qui présentent des figures de granoclassement,  des stratifications obliques qui montrent que ces grès sont en position normale (à l’endroit, non renversés) et de nature turbiditique. –ph15 à17.

On retrouve ces grès au sommet de St Philippe –ph18-, toutefois, ils sont séparés par une lame de calcaires nummulitiques –ph19-20- il y a donc un petit écaillage des couches du bassin flexural, qui sont donc parautochtones dans cette ZD. –ph21-22.

• 2-Sommet de St Philippe.

La vue à 360° est un plaisir pour les yeux. –ph23 à 27.

• 3-descente jusqu’aux terres noires. –ph28 à32.

On voit bien au-dessus des terres noires, en discordance, les calcaires à nummulites et les marnes bleues. On y a trouvé des globigérines (fossiles planctoniques) qui, avec les nummulites, les datent du priabonien (éocène sup).

• 4-vers Ancelle, le front de la nappe du flysch de l’Autapie.

La route, peu avant Ancelle entaille la nappe de l’Autapie tout près de son front  (CPF-chevauchement pennique frontal). Les flyschs (anciennes turbidites du crétacé sup) chevauchent les schistes à blocs qui reposent dans le bassin flexural qu’on vient de quitter. Le front de cette nappe est très déformé. On peut y voir :

Des plis en synforme –ph33-, en antiforme – ph34-, des bourrages dans les cœurs de plis –ph35-, des plis en genou (déversés) –ph36 – certains s’affrontent et présentent des bourrages importants –ph37-38-, de petites failles dont certaines sont inverses, -ph39-. Dans  un virage en épingle, l’affleurement est unique ! –ph40-  On y trouve pêle-mêle des couches pliées, repliées, faillées, désorganisées, de petits chevauchements, des brèches tectoniques. Schéma et gros plan avec les photos 41 et 42.

La photo 43 est une synthèse de nos observations.

• 5-Ancelle, sa situation. –ph44-45.

Outre les nappes de flysch (Autapie, Parpaillon), on voit qu’Ancelle est situé dans une plaine : la plaine de Lachaup, limitée au nord par la butte de Coste Longue qui est en fait une moraine datée de la première phase de glaciation du würm (w1), la plus froide. Il y a eu au moins une demi douzaine de phases de glaciation au würm.

A cette époque (w1), le glacier très imposant de la Durance rejoignait le glacier du Drac en passant par le col de Manse et le col Bayard. Coste Longue est une moraine latérale du glacier durancien.

Cette butte, obstacle à l’écoulement des eaux en période de réchauffement, a formé un lac qui a persisté jusque vers la fin du würm.

Au bout de la plaine de Lachaup, à l’Est, -ph46- on voit la vallée de la Rouanne. Un petit glacier existait bien au w1, mais il atteignait à peine les quartiers Est d’Ancelle.

On peut voir, encore aujourd’hui une partie du front morainique du glacier de la Rouanne aux Cousteilles. –ph47.

De nos jours, la Rouanne est une vallée en V ; son lit traverse le front morainique et la plaine de Lachaup. –ph48.

• 6-Le puy de Manse.

Non loin du puy de Manse, on peut voir vers le sud, le dôme de Remollon, anticlinal jurassique à cœur triasique. Les terres noires où nous nous trouvons sont les couches les plus jeunes de cet anticlinal (oxfordien). –ph49. Le glacier durancien a raboté ces terres noires pour rejoindre le glacier du Drac. On voit l’ensemble des sommets qui sont de plus en plus élevés vers l’Est et la situation de St Philippe.-ph50-51.

Le puy de Manse a conservé un peu de crétacé inférieur et le tithonien  au-dessus des terres noires alors que, non loin de là, à St Philippe, le bassin flexural éocène repose directement sur les terres noires. L’érosion y a été plus forte. -ph52.

On peut voir également un grand glissement de terrain qui affecte les moraines de w1. Elles  ont glissé et se sont étalées sur les moraines du w2. On peut constater qu’à cette deuxième phase de glaciation  (w2) le glacier durancien rejoignait toujours le glacier du Drac, ce qui ne sera plus le cas par la suite où chaque glacier restera dans sa vallée. –ph52.

• 7-La Rochette. –ph53-54.

  

  

  

  Le chapeau de Napoléon domine le petit village de la Rochette. Au-dessus des terres noires il y a les calcaires de l’oxfordien sup et du tithonien qui n’ont pas été enlevés par l’érosion comme à St Philippe tout proche. La moraine est à une altitude inférieure à celle du col de Manse, le glacier de la Durance qui l’a abandonnée ne rejoignait plus le glacier du Drac (on est à une phase de glaciation  post-w2).

On peut constater que les terres noires qui sont à la base de St Philippe reposent sur l’oxfordien sup et qu’on retrouve ces terres noires en position normale (sous l’oxfordien sup) au niveau du chapeau de Napoléon. Il y a donc, là aussi,  un petit chevauchement vers l’Ouest de cette ZD autochtone, qui est en fait en partie parautochtone.

                                                               Le dôme de Remollon (05).

Présentation : Lors de notre sortie à Ancelle (05) nous avons vu les terres noires (Js) qui constituent dans la ZD (zone dauphinoise) une partie considérée comme autochtone quoique un peu déplacée par endroits (voir page Ancelle). Ces terres noires entourent le dôme de Remollon que nous avons vu de loin  et sont les couches les plus jeunes. Le sillon de Gap est creusé dans ces mêmes terres noires, et le glacier durancien est passé pendant tout le quaternaire, de part et d’autre du dôme de Remollon qui a bien mieux résisté que ces dernières.

Le dôme de Remollon est constitué, en fait, de deux anticlinaux :

——-l’anticlinal Est, d’Espinasses, d’axe N-S qui plonge vers le N (vers Chorges) est celui qu’on voit le mieux car coupé, traversé en son cœur par le glacier durancien. Il culmine au mont Colombis (1733m). Il est éventré par des failles N-S bien élargies par les glaciers. Son cœur triasique se voit très bien au-dessus et de part et d’autre du village d’Espinasses. -Ph1-2.

——-l’anticlinal Ouest, de Remollon, d’axe NO-SE, plonge vers le NO (vers Gap) se voit moins bien, mais on peut suivre son flanc Ouest jusqu’aux abords de Tallard où il forme un synclinal plongeant lui aussi vers le NO : c’est le synclinal de Tallard dont le flanc méridional est rompu et chevauche au niveau de La Saulce, l’écaille de Barcillonnette. Cet ensemble dôme de Remollon, synclinal de Tallard, chevauchement appartient au lobe Ouest de la nappe de Digne. –ph 3 à 6.

——ces deux anticlinaux sont séparés par une zone linéaire de dislocations avec plusieurs failles  formant une zone affaissée que suit la vallée de l’Avance  et qui a déformé le flanc Est de l’anticlinal de Remollon. –ph7-8.

———Coupe du dôme de Remollon qui figure sur la carte géologique de Chorges –ph8a –

La plupart des failles sont des failles normales N-S qui ont abaissé, le plus souvent, le compartiment Est. La série liasique (J inf) très épaisse s’est déposée sur un bloc basculé dont on retrouve la roche du socle sous la chapelle St Roch et à Chaussenoire dans la vallée de l’Avance. Cette série s’est déposée pendant l’expansion de l’océan alpin.

Les différents arrêts vont apporter des précisions.

+++arrêt 1. Remollon- Chapelle St Roch. –ph 9 à 11 .

La chapelle St Roch est bâtie sur un piton rocheux dont le flanc Sud a été exploité en carrière avant la construction du barrage de Serre Ponçon pour protéger les vergers contre les crues de la Durance. Les blocs servaient à la construction de digues de protection.       On y trouve surtout des micaschistes à muscovite, séricite, chlorite. Il y a eu plusieurs générations de contraintes car la foliation est plissée. Il y a aussi des leptynites et des lambeaux de conglomérats à galets de gneiss, arkoses. Dans les veinules il y a des minéralisations avec barytine et sidérite. Des “collectionneurs” peu scrupuleux ont dilapidé le site. Ces roches ont subi un métamorphisme SV (schiste vert) et sont hercyniennes.                                                                                                                                                          On voit donc, ici, affleurer le socle. Des failles l’ont fait remonter.                                                   De la chapelle, on voit les terrains triasiques et jurassiques que nous allons examiner en des lieux accessibles, au cœur et sur le flanc Est de l’anticlinal d’Espinasses. –ph 12-13 .

+++arrêt 2. Espinasses. –ph 14 à 16 .

Tout autour du village du gypse est à l’affleurement ; il est daté du trias sup. il n’y a donc pas de continuité (au moins en apparence, car il y a des alluvions, de la végétation) avec le socle qui affleure à la chapelle St Roch. On peut reconnaître du gypse saccharoïde, de l’albâtre (gypse secondaire), des niveaux argileux sombres remontés avec le gypse, des calcaires dolomitiques dont certains sont plus ou moins cargneulisés par les eaux sulfatées. Ces roches formées à très faible profondeur ont été enfouies lors de l’ouverture de l’océan alpin, puis remontées lors des phases tectoniques qui ont abouti à la formation des Alpes ; ce sont des couches “savon” qui ont facilité les chevauchements.

+++arrêt 3. Au-dessus du village. Basaltes du Rhétien.

Au-dessus du gypse, la route révèle deux affleurements de roches vertes qui sont des basaltes datés du Rhétien (fin du Trias), émis lors des premières distensions qui ont précédé l’ouverture de l’océan alpin du Jurassique au Crétacé inf. Ce sont des lambeaux de coulées. Elles ont subi un métamorphisme de faciès SV (schiste vert). Ainsi  les pyroxènes sont transformés en chlorite et argiles. Elles  ont également été tectonisées au moment de la formation du pli.                                                                                                                                                 Le premier affleurement est très redressé contre une faille N-S (comme toutes celles qu’on voit sur cet anticlinal –ph1). Dans la faille ont circulé des fluides hydrothermaux qui ont métasomatisé (altéré, transformé) le basalte et  le calcaire. –pha et b.

Le deuxième affleurement montre un miroir de faille qui affecte le basalte. Enserré, il présente des plans de schistosité de fracture. Le Jinf dont le pendage est normalement vers l’Est, présente lui aussi des plans de schistosité de fracture qui indiquent un déplacement de ce jurassique sur le basalte vers le Nord (sens du plongement de l’anticlinal). –ph c à g.

+++arrêt 4. Remollon. Cascade pétrifiante. –ph 17 à 21 .

Avec cette quantité de gypse dans les villages de Remollon et d’Espinasses, les eaux doivent être très minéralisées, et même thermales.

La source de Font Salée émergeait dans les allluvions en rive droite de la Durance. Elle a disparu lors de la réalisation du barrage de Serre Ponçon. Riche en silice provenant du socle et minéralisée (Na, Cl, SO4) à partir des évaporites du trias qui affleurent non loin ; les failles et les terrains karstiques du jurassique ont favorisé le cheminement des eaux vers la surface. Il a donc fallu protéger les bétons du barrage contre la corrosion des eaux sulfatées. Température 45° à 60°C. On pourrait l’exploiter à condition de la retrouver.

A Remollon, on peut voir la cascade pétrifiante dont l’eau provient du trou de l’écluse (un fontis= effondrement en entonnoir profond dans le gypse). Elle faisait tourner la roue d’un moulin jusqu’en 1920, avant de se jeter dans la Durance. La roue pouvait tourner aussi en hiver car la température de l’eau est à 20°C : c’est une eau thermale riche en carbonates et sulfates qui pétrifie tout objet sur son passage.

+++les premiers terrains du Jurassique inf (Hettangien, Sinémurien) constituent l’assise du barrage de Serre Ponçon. Ils ne sont pas accessibles. Nous les dépassons pour aller voir le Pliensbachien (Carixien et domérien). –ph22 à24.

+++arrêt 5. Flanc Est de l’anticlinal d’Espinasses. Carixien. –ph 25 à36 .

Calcaires noirs –ph25, à patine ocre, partie supérieure ondulée -ph26. Ils sont riches en ammonites de type Lytoceras et Uptonia en particulier, et en belemnites. Là aussi des “pilleurs” ont saccagé le site. On peut remarquer la présence de petites failles N-S probablement normales qui ont rejoué en décrochement senestre pour celle-ci. Un  ruisseau intermittent a creusé son lit au niveau de cette faille. –ph 37 à39.

+++arrêt 6. Flanc Est de l’anticlinal d’Espinasses. Domérien. –ph 40 à45.

La chute du saut de Rolland entame la partie calcaire du Domérien. Les couches présentent à leur surface des fossiles d’ammonites (Amaltheus et Grammoceras), ainsi que des belemnites qui vivaient dans l’océan alpin en voie d’extension. L’identification de ces moules internes d’ammonites n’est pas simple. On voit très bien la barre rousse toarcienne qui chapeaute nombre de sommets –ph46.

———–la zone de dislocation entre les deux anticlinaux. –ph47.

Elle est empruntée par un petit cours d’eau -l’Avance- qui prend sa source à Chorges et se jette dans la Durance un peu avant Tallard. L’Avance n’est pas une rivière assez puissante pour avoir creusé une vallée aussi large et profonde. C’est une langue du glacier durancien qui l’a creusée, favorisée par la zone fracturée qui sépare les deux anticlinaux.

+++arrêt 7. Vue vers St Etienne le Laus, au Sud de la zone fracturée.

La zone fracturée est étroite ; elle affecte le Jinf et effondre le toarcien –ph 7 et 48.                Le village de St Etienne le Laus est bâti sur le J moyen (Bajocien) qui forme un relief en voie d’érosion au Nord du village ; malgré ce relief, le J moyen est affaissé sous le Jinf qui le domine ainsi que le trias qui lui fait suite.

+++arrêt 8. Au nord de la zone fracturée. –ph49-50.

En se dirigeant vers la Bâtie Neuve, à gauche de la route (vers NO), on peut voir les calcaires et marnes bien lités du bajocien inf (Jm) sur lesquels reposent les marnes noires (Jm à Js). En se retournant, on peut voir la succession Toarcien sup, Aalénien, Bajocien inf, marnes noires coupée par le lit de la rivière. –ph 51 .

On devine également la faille normale qui effondre cette partie de la vallée par rapport au J inf du flanc Ouest de l’anticlinal d’Espinasses. –ph51.

La partie NO de la vallée occupée par les terres noires est aussi effondrée par rapport au Jm (Aalénien) de la Bâtie Vieille et des Santons. –ph52.

On a  donc un véritable graben au Nord de la vallée de l’Avance.

+++arrêt 9. Au centre de la zone fracturée. –ph53.

Au niveau de l’embranchement qui conduit au village d’Avançon, on a une vue sur la montagne de l’Aigle qui domine la vallée avec sa barre rousse bien reconnaissable. On voit également le village de Notre Dame du Laus situé au bord d’un bombement bien circonscrit, constitué de gypse : c’est un diapir de gypse triasique. Le village se trouve sur sa bordure Nord et une carrière (plâtrière) sur sa bordure Sud, laissant appréhender le volume du diapir. –ph54 à56.

La ph 57 reprend les observations faites sur la rive droite de l’Avance.

De ce lieu, on ne voit pas si la zone centrale est aussi affaissée, mais on voit le diapir de ND du Laus qui s’élève. Son mouvement d’ascension est il terminé ? Peut-être pas.

+++arrêt 10. Sur le diapir. –ph 58 à 64.

La route qui conduit à ND du Laus passe sur le diapir où on peut observer à loisir, du gypse saccharoïde, de l’albâtre, des cargneules, du calcaire dolomitique, des argiles. Du gypse qui se dissout puis recristallise plus bas sous forme de feuillets très fragiles. Les fines couches de gypse sont très redressées, elles ont suivi un chemin ascendant, ondulé.

+++arrêt 11. Vue sur la rive gauche de l’Avance. –ph65.

On voit le flanc Ouest de l’anticlinal d’Espinasses constitué de J inf. Le village d’Avançon sur l’Aalénien (Jmoy) affaissé, le hameau de Chaussenoire, avec, là aussi, du socle constitué de micaschistes remontés et à l’affleurement, par le jeu de failles. Le trias ne forme pas, ici, de diapir, probablement à cause de l’épaisseur et du poids très important des couches du J inf qui sont au-dessus.

———En résumé, cette sortie nous aura permis de voir les trois parties qui constituent de dôme de Remollon qui appartient à la nappe de Digne (lobe ouest).

Les géologues alpins ont émis plusieurs hypothèses pour expliquer comment ce chevauchement aurait entraîné et remonté à St Roch et à Chaussenoire des micaschistes du socle hercynien. J’aime bien, sans apporter d’arguments,  la troisième hypothèse qui suggère qu’un lambeau de bloc basculé (socle) aurait été cisaillé et emporté sous le chevauchement (sous le gypse, couche savon) de la nappe –ph 66.

                     Le massif de la Nerthe : chevauchement et bassin de St Pierre,                                                             St Julien les Martigues (13).

La Nerthe (Nerto, en provençal, signifie Myrte, plante qu’on ne voit plus beaucoup) est un chaînon de 25km de long situé entre Marseille et l’étang de Berre. Son altitude est peu élevée et son relief aplani présente une surface d’érosion anté-miocène.

Le chaînon de la Nerthe correspond à une zone anticlinale dans laquelle, les compartiments tectoniques, séparés par des failles, sont disposés parallèlement à l’axe de la structure.

Il présente également des dépressions parallèles à ses bordures qui sont liées soit à la lithologie : ex- vallon de Valtrède creusé dans les  marno-calcaires de l’Hauterivien, soit à la tectonique : ex-bassin de St Pierre et St Julien les Martigues, bassin ouvert sur la mer à l’Ouest. -ph1.

3 compartiments peuvent être distingués :

1. Au nord : structure monoclinale (pendage Nord), autochtone, qui constitue le flanc sud du synclinal de l’étang de Berre. Cette structure s’étend jusqu’au bassin de St Pierre et St Julien. Dans le crétacé inf  se creusent des dépressions rectilignes dont le vallon de Valtrède dans l’Hauterivien. –ph2.
2. La partie médiane est marquée par une zone d’affaissements présentant  de petits bassins dont le bassin de St Pierre, St Julien les Martigues comblé par l’oligocène et scellé par le burdigalien.-ph3.
3. La zone sud, chevauchante, avec 3 unités.

L’anticlinal des Chapats, la dépression de la Folie, l’unité de Sausset -les -pins, crétacé inf, à allure de monoclinal à pendage sud. –coupe ph4. Le tout commence à chevaucher vers le nord fin éocène vers 40 MA, puis le bassin de Marseille commence à s’ouvrir, à l’oligocène. Des affaissements se produisent ; Le chevauchement de la Nerthe reprend, au cours de l’oligocène, s’étend jusqu’à la partie nord (flanc sud du synclinal de l’étang de Berre) autochtone ; ce faisant, elle écaille le substratum (aptien et crétacé sup) du relief qui s’était formé à la fin crétacé ; ce substratum va apparaître par érosion en fenêtre (dépression de la Folie). Des failles vont ensuite découper l’ensemble (toute la partie sud s’affaisse). L’érosion anté-miocène nivelle l’ensemble et élimine le front du chevauchement sur la partie autochtone au nord. Au burdigalien, la mer recouvre toute la Nerthe, scellant les structures.

La D5, de Sausset les Pins  à St Julien (du sud vers le nord),, va nous révéler  cette structure.

Arrêt 1. Parking collège de Sausset. –ph5.

Les calcaires barrémiens à rudistes, qui constituent la nappe de Sausset ont un pendage vers le sud et chevauchent vers le nord l’aptien et le crétacé sup. Le chevauchement  (pyrénéo-provençal) n’est pas visible de la route.

Arrêt 2. Parking  près de l’auberge de la Folie.

–De la route on voit les marnes et calcaires de l’aptien –ph6- qui constitue le substratum, c’est-à-dire, les dernières couches avec celles du  crétacé sup du  relief  formé fin crétacé.

–Elles ont un pendage vers le sud, mais il  passe au nord quelques dizaines de mètres plus loin avec les grès du crétacé sup  qui les surmontent. –ph7. Une schistosité de plus en plus importante les affecte en allant vers le nord –ph8- où on les voit passer sous le valanginien  des Chapats  qui a un pendage sud –ph9 à 12. On voit cet aptien et ce crétacé sup  car l’érosion a décapé les couches du dessus et formé une fenêtre qui permet de les voir.

Arrêt 3. Parking au panneau  fin de l’agglomération de Sausset –les- Pins,

Le jurassique supérieur des Chapats succède au valanginien.  Ce sont des calcaires massifs à pendage sud. Des failles verticales E-O  affectent ce jurassique. –ph 13 à 17.

Une faille plus importante  se voit bien dans le paysage et on retrouve des portions de miroir avec des cannelures qui indiquent la direction du déplacement  (qui est aussi décrochant) en bord de route. –ph18-19.

Arrêt 4. Bas côté juste avant d’atteindre le bassin de St Julien.

Une ancienne carrière a dégagé un plan structural dans le jurassique qui pend toujours vers  le sud. –ph20. Juste à côté, il y a le contact par faille avec le bassin de St Julien les Martigues. –ph21. Faille secondaire de la faille des Laurons-Ensuès qui est une faille très importante avec grand rejet  –carte ph 3 et coupe ph4. Elle marque aujourd’hui, le front du chevauchement, qui allait jusqu’au flanc sud du synclinal de l’étang de Berre, mais qui a été érodé. Cette partie (les Chapats)  a été préservée par le jeu des failles qui ont effondré la partie sud du massif au cours de l’oligocène.

Aujourd’hui, on constate que toute la couverture glisse sur le trias, couche savon de 4 km d’épaisseur. Les structures ne sont pas enracinées dans le socle (séismes que dans la couverture). Ce glissement de toute la couverture secondaire et tertiaire est induit par la surrection des Alpes et son effondrement actuel. Début du glissement fin oligocène dans les Baronnies. Ce glissement de tout le bloc Provence, marqué par des séismes historiques, s’amortit vers le Sud par le plissement du Luberon et de la Trévaresse. Le chevauchement pyrénéo-provençal  de la Nerthe– fin éocène et oligocène, fait encore obstacle au mouvement du bloc vers la mer-ph22. Jusqu’à quand ?

Le bassin de St Pierre, St Julien les Martigues s’ouvre devant nous. D’environ 9 km de long pour 2 de large, largement ouvert sur la mer, il se situe dans la zone des affaissements médians. –ph1, 3, 4 et vue aérienne 23.  C’est un fossé d’effondrement Est-Ouest dans le crétacé. Il est couvert de formations superficielles et de burdigalien discordant. L’oligocène, qui le remplit,  affleure surtout au sud, avec 3 formations : lacustre avec calcaires feuilletés et marnes, puis lagunaire avec du gypse saccharoïde d’une épaisseur maximale de 100m, enfin continentale avec marnes et conglomérats qui se sont déposés suite aux effondrements du bassin qui l’ont agrandi et approfondi (probablement un peu plus de 250m). –ph24-25. Il est constitué de compartiments effondrés séparés par des failles N-S. –ph 45 .

Nous allons le traverser d’abord dans sa partie orientale, puis dans sa partie centrale, enfin dans sa partie occidentale.

–Partie orientale :

Arrêt 5. St Julien, près du cimetière et de l’église.

Calcaires et marnes de St Pierre de faciès lacustre. Les calcaires sont en plaquettes ou crayeux, riches en fossiles de gastéropodes- bithynies et hydrobies, riches également en tiges de Charas dont on peut voir les verticilles quand la coupe le permet, et des oogones (fruits).  On y trouve également des silex (gels de silice provenant d’éponges siliceuses). –ph  26 à 32.

Arrêt 6. Contact avec la zone autochtone, au nord.

Zone présentant  plusieurs failles E-O, avec des parties affaissées (aptien). Cette zone a fourni près de 80 m de conglomérats. Elle était recouverte par le chevauchement qui a disparu par érosion. –carte geol 3.

Les calcaires de l’aptien sont affaissés par rapport au barrémien. La faille au N affecte cet aptien qui pend vers le sud –ph33-34-35. La faille au sud, présente une brèche de faille épaisse de plusieurs mètres –ph 36 à 38. Il y a aussi des failles dans le barrémien. –ph39.  Le contact avec le valanginien est, lui aussi, faillé –ph 40-41. La portion de barrémien proche du valanginien, est affaissée et s’est tordue en antiforme. –ph42. Le valanginien calcaire présente un pendage de 30° vers le nord. –ph43.

Arrêt 7.  Vallon de Valtrède.

Le vallon est creusé dans les marno-calcaires de l’hauterivien, parallèlement à l’axe du chaînon. Des cultures occupent les parties marneuses. –ph44.

En suivant la route vers l’ouest, on peut voir une faille N-S qui découpe le bassin en  un mouvement un peu décrochant. –ph 45.

La coupe –ph46- synthétise les observations effectuées au cours de la traversée de cette partie orientale du bassin de St Pierre.

–Partie centrale :

Arrêt 8. Les Ventrons. Côté nord du bassin de St Pierre.

Le contact avec le bassin est marqué par une faille pas très visible.                                                Le barrémien à rudistes, massif,  s’incline vers l’étang de Berre –ph47et 3. Lui succède, vers le sud,  l’hauterivien qui est ici, un calcaire à rudistes. On peut reconnaître des Requienia, des Toucasia, des microfossiles (orbitolines …) –ph48-49.

Une brèche qui remplit  cette partie du bassin fait suite sans qu’on puisse voir la faille de manière satisfaisante.-ph50-51.

Arrêt 9. Gypse. Côté sud du bassin.

Le gypse de St Pierre a été exploité jusqu’en 1973 par puits et galeries souterraines.

On ne peut y accéder –ph52. Il s’agit de gypse saccharoïde, sur une soixantaine de mètres d’épaisseur,  en bancs stratifiés de 30 à 50 cm de puissance. Ce gypse témoigne d’un faciès lagunaire (au rupélien). Au-dessous, le faciès lacustre est représenté par des calcaires en plaquettes et des marnes et au-dessus le faciès continental est constitué de marnes grises puis de conglomérats, le tout est recouvert  par des formations superficielles subactuelles. –ph3-coupe 46.

La transgression burdigalienne a laissé des biocalcarénites en discordance sur le rupélien, et des sables et marnes sur une vingtaine de mètres d’épaisseur. Ici on peut voir ces biocalcarénites et un banc d’huîtres accumulées par un paléocourant -ph53-54.

Arrêt 10. Bassin de la Gatasse et côté sud. Oligocène. –ph3.

En suivant la D49 vers le sud, on passe sur le contact bassin-barrémien faillé et la petite route qui part sur la droite vers la Gatasse, montre une partie du miroir d’une grande faille E-O, parallèle au bassin.  –ph55 à 57.

La dépression qui abrite la société de chasse la Loutre est un petit bassin oligocène perché sur le barrémien à rudistes, affaissé par 3 failles.  Les marnes et calcaires  oligocènes occupent le centre du bassin alors que les  bordures sont constituées de brèches de faille. –ph 58 à 62.

La biocalcarénite du  miocène (burdigalien) repose en discordance, par l’intermédiaire d’un conglomérat de base sur la surface d’érosion et scelle les failles normales. –ph 63 à66.

–Partie orientale :

Arrêt 11. Vers Lavera, chemin des olives. –ph3.

Bordure nord du bassin de St Pierre. Discordance du burdigalien  riche en fossiles d’huîtres en particulier, sur le barrémien qui présente une surface d’érosion pholadée. –ph67 à70.

Arrêt 12. Les Renaïres. Flanc sud du bassin de St Pierre.

Depuis le parking, en se dirigeant vers le petit port de Ponteau, on passe par 2 caps et 2 baies ayant  des cordons littoraux et des lagunes. Les baies sont creusées dans des calcaires à silex  de l’aptien (bédoulien). Le fort pendage de ces couches calcaires résulte d’un plissement (fin crétacé) antérieur à l’érosion ayant pénéplané cette zone. Les calcaires à silex de la seconde baie supportent une discordance angulaire subhorizontale comblée par une lumachelle à huîtres et balanes du burdigalien. Cette discordance est matérialisée par une paléosurface affectée de trous de pholades remplis de sédiments  (sables miocènes devenus grès). –ph71 à74.

Dans l’ancienne carrière de Baume Longue, un pan de falaise épargné, supporte une ligne haute tension. On y retrouve la discordance du burdigalien sur les calcaires du bédoulien.  –ph 75-76.A y regarder de plus près, on découvre une deuxième discordance : celle de l’oligocène  (calcaires et marnes) sur les calcaires à silex du  bédoulien. –ph77-78. Le remplissage du bassin de St Pierre s’est fait par une subsidence active traduite par la fréquence des lamines et des stratifications obliques (présence de paléocourants dans un environnement peu profond attesté par des characées). –ph79 à 81.

Ces deux étages (bédoulien et oligocène) ont été érodés avant la transgression du burdigalien qui  repose indifféremment  sur ceux-ci. –ph82. Par endroits, on peut voir des chenaux à matériaux polygéniques, et des fossiles moins fréquents –dents de requins. -ph83-84.

Postérieurement à la structuration de la Provence au Bartonien (éocène), le secteur des Rénaïres a connu des événements importants :

—-le remplissage  du bassin de St Pierre lié au rifting oligocène, prélude à l’ouverture de la Méditerranée (algéroprovençale).

—-la transgression burdigalienne, expression de  la première véritable sédimentation due à cette Méditerranée nouvellement créée, vient sceller aussi bien le chaînon arasé de la Nerthe que le bassin comblé de St Pierre.

                               Les bassins tertiaires d’Alès et d’Issirac.

+++++Le bassin d’Alès orienté N30 s’étend de la faille des Cévennes et d’Alès qui se rejoignent à certains endroits à la faille de Barjac. Il mesure environ 50 km sur 6 km. Il est limité au nord par les gorges d’Ardèche et au sud par les Garrigues Nîmoises.

Il a 2 sous bassins :

+-+-+-+ le bassin d’Issirac N110, 15 km x 5 km.

+-+-+-+ le bassin de Ste Chaptes N130,  20 km x 8 km.                                                                            La faille des Cévennes a joué en décrochement dextre, puis sénestre, puis en faille normale. Elle atteint le socle. Elle est ancienne.                                                                                       La faille d’Alès joue en faille normale listrique, atteint le trias lors du rifting oligocène, mais ne traverse pas le socle,. – ph1 carte géologique.                                                                           +++++La sédimentation commence au priabonien inférieur dans le bassin de Ste Chaptes  et au priabonien moyen dans les bassins d’Issirac et d’Alès.

+++++Le passage entre le bassin d’Alès et le bassin de Ste Chaptes se fait au niveau d’un pli anticlinal dont l’axe suit la faille de Barjac (ph1)

+++++Le passage entre le bassin d’Alès et le bassin d’Issirac se fait à la terminaison de la faille de Barjac qui se termine en queue de cheval (faisceau de failles).

+++++Bassin d’Alès : Le priabonien du  bassin d’Alès a une épaisseur d’environ 600m. Il est recouvert par plus de 1200 m d’oligocène (rupélien).                                                                           On ne voit le priabonien qu’en bordure Est, près de Barjac, alors qu’en bordure Ouest, il y a jusqu’à 900 m de poudingues, brèches et marnes rupéliens.                                                                Il s’est formé fin éocène par distension, en demi graben avec faille listrique (faille d’Alès)  qui a un pendage de 45°E et un rejet de plus de 1000m.  –ph2-3. D’où les brèches, les poudingues, les olistolithes qui viennent du côté Ouest. Le bassin est plus bas que ses bordures de presque 100 m.

+++++les bassins d’Issirac et de Ste Chaptes se sont développés dans des synclinaux Pyrénéo-Provençaux  qui datent de la fin éocène (40MA environ).

Le priabonien d’Issirac a une épaisseur d’environ 200 m, avec peu d’eau (moins de10m). le bassin d’Alès est le plus subsident.

+++++la transition éocène-oligocène est marquée par un changement climatique : Glaciation antarctique (au pôle sud). Ici, il fait 5°C de moins.

3 événements tectoniques sont à l’origine des structures.

1. Compression NNE-SSO. 40MA.

Chevauchements Pyrénéo-Provençaux qui donnent ici aussi des plis  E-O.    Raccourcissement estimé à 25 km qui plisse le crétacé inférieur en anticlinaux un peu déversés vers le nord. Ex :  bassin de Ste Chaptes , synclinal,   synclinal perché du mont Bouquet,    Pli d’axe N-S de Méjannes le Clap dû à l’ouverture du fossé d’Alès,et qui plonge vers le nord,  bassin synclinal d’Issirac.                                                                                                                                   2. Distension NO-SE, rifting liguro-provençal. Failles synsédimentaires N10 à N30, oligocènes.                                                                                                                                                                             3.Compression alpine miocène, qui donne des plis d’axe N20.

La Cèze a creusé sa vallée au burdigalien inférieur (miocène). Une question se pose : pourquoi entame t’elle le plateau anticlinal  de Méjannes le Clap, alors qu’elle aurait pu passer par le synclinal d’Issirac ?

La photo 4 montre qu’il y  a un jeu de failles qui provoque des subsidences de blocs (vers le sud pour l’anticlinal de Méjannes le Clap, qui a de plus un plongement de son axe vers le nord)  alors que, au nord, il y a un haut fond qui fait que l’altitude du synclinal d’Issirac est plus élevée que le cours de la Cèze en bordure du plateau de Méjannes.

Les différents arrêts vont nous en apprendre plus.

Bassin d’Issirac :

++++Arrêt 1. Cimetière de Barjac.

Le fossé d’Alès est un hémigraben par le  jeu de la FN d’Alès, côté Ouest –ph2-3. Côté Est, la faille de Barjac se termine en queue de cheval (faisceau de plusieurs petites failles)  au  nord de Barjac. Certaines sont difficiles à voir –ph 5.                                                           L’affleurement est constitué de dépôts alternés :   -ph 6 à 12.

——- de calcaires marneux, gris beiges, bancs assez minces, débit en plaquettes..                    ——– des marnes grises, sombres, litées plus ou moins chargées en matière organique  avec vers le bas, des couches minces, parfois discontinues de lignite. Il y a des fissures, des cavités de dissolution qui montrent le caractère karstique de cet affleurement. Les fossiles (cyrènes, limnées…)  sont lacustres, le milieu réducteur est peu agité. En l’absence de fossiles stratigraphiques,  les inversions magnétiques. Ont été utilisées pour dater l’affleurement     âge : priabonien.

++++Arrêt 2. 800m plus loin, D266. –ph13 à 15.

On est sur des calcaires bédouliens  à  faciès urgonien, durs, beige clairs, à pâte fine avec des débris de coquilles. Sur la droite (à l’Est), il y a des calcaires clairs, à grains  fins, avec quelques limnées, en plaquettes, ce sont des calcaires priaboniens. Ils sont séparés par une faille normale  nord-sud, du faisceau de Barjac. Le pendage des couches du priabonien se relève vers le haut, la sédimentation est en éventail. Il s’agit d’une FN synsédimentaire : la faille joue, un relief  se forme, le bassin s’approfondit  pendant la sédimentation. La profondeur n’était pas très importante.                                                                                                    Une quinzaine de mètres plus loin,  un olistolithe de bédoulien est moulé par les calcaires priaboniens. –ph16.

++++Arrêt 3. Ancienne carrière près du mas de Pery, à quelques centaines de mètres, à l’Est.  –ph17.                                                                                                                                                           Une discordance du priabonien qui contient des limnées, cyrènes, charas, sur les calcaires bédouliens en bancs diaclasés, fracturés avec des débris de rudistes est bien visible dans la carrière. La  discordance est une surface d’érosion, il manque le crétacé supérieur.

La coupe 18 reprend les observations faites au cours de ces deux arrêts.

++++Arrêt 4.  Ancienne carrière Orgnac. Fin priabonien. –ph19 à 27.

Le calcaire est crayeux les nodules de silex sont fréquents, au-dessus, il y a des calcaires marneux clairs, des marnes. Les fossiles indiquent un faciès lacustre peu profond. On peut y trouver des lamellibranches (lucines), des gastéropodes (viviparus, potamides, lymnées, planorbes, striatelles), des végétaux difficiles à identifier pour nous, des Charas et leurs oogones, des ostracodes. Les fossiles inclus dans les silex sont particulièrement beaux.  Les photos 28 à 31 ont été prises à la loupe numérique.

++++Arrêt 5. D901 vers Issirac, vers le centre du bassin.

Sur la droite de la route, au niveau d’un muret, on voit quelques couches bizarrement pliées alors que les autres ne le sont pas. C’est interprété comme un soutirage, c’est-à-dire un effondrement dans une cavité souterraine  des calcaires bédouliens  qui sont très karstiques. –ph 32. Cet effondrement des calcaires a entraîné un affaissement des calcaires priaboniens situés au-dessus.

L’affleurement priabonien en bord gauche de la route est constitué de calcaires crayeux et de marnes calcaires blanchâtres ;  les fossiles sont les mêmes que précédemment, lacustres avec faible tranche d’eau. Une surface d’érosion karstique les sépare d’une brèche calcaire, située au-dessus. Dans les cavités karstiques, on peut trouver des roses des sables  donc du gypse ; mais ce gypse est dissous, remplacé par de la calcite, le gypse est calcitisé. C’est un horizon évaporitique, l’émersion est liée à l’aridité, puis les brèches viennent reposer dessus.  -ph33 à 35.

Après avoir vu la partie nord et centrale du bassin d’Issirac, on va aller voir la partie sud.

++++Arrêt 6. Monteil  D417. –ph36-37.

La limite entre les terrains secondaires (bédouliens)  et le bassin (priabonien) est faillée, là aussi. La faille  NNE-SSO passe au niveau de la route ; la partie droite de la route est constituée de calcaires blancs, en plaquettes, fossilifères, priaboniens.

Bassin d’Alès :

Nous allons examiner les 2 bordures du bassin :

La bordure Est, avec ses terrains priaboniens et la bordure Ouest avec ses terrains rupéliens. On fera aussi un arrêt à l’Est d’Alès pour voir des olistolithes.

++++Arrêt 7. Mine d’asphalte. St Jean de Maruéjols. D979.

De la route, sur la droite on voit les anciennes installations de la mine qui appartenait à la SFA (société française des asphaltes) de 1872 à 1932.la mine a été noyée en 2010 et fermée. La production a atteint 1,5MT. –ph38-39.

On se trouve sur la bordure Est du bassin d’Alès où affleurent les terrains priaboniens –ph1-2-3.                                                                                                                                                                               On voit encore un chevalement   et un gros tas de calcaires asphaltiques blancs. Si on casse un morceau, l’intérieur est bien noir et l’odeur de bitume bien reconnaissable. –ph40-41.

Les niveaux asphaltiques affleurent dans une zone  de 35 km de long et 2 km de large, sur le bord Est du fossé. Age priabonien sup.  Ils reposent en discordance sur les calcaires à faciès urgonien. On en trouve dans plusieurs couches de 0 à 300m de profondeur. L’une d’entre elles a une épaisseur de 6 à 14m et contient 8% de bitume. Le pendage des couches est d’environ 15°W. On sait qu’il y en a encore plus bas vers 5 à 600m. En 1947, des sondages pétroliers ont fourni 1300T d’une huile lourde très, trop, riche en soufre.  –ph42-43. Au-dessus des calcaires asphaltiques c’est-à-dire des calcaires crayeux blanchâtres, imprégnés de bitume, il y a des calcaires et marnes feuilletées et des calcaires à lignite et Charas.

Le bitume est un mélange d’hydrocarbures de masse moléculaire élevée et de substances organiques riches en C et H, mais contenant aussi  O, S, N et des traces de métaux. Le bitume est malléable.

L’asphalte est une substance noirâtre, visqueuse ou solide (dure ou très pâteuse) appartenant aux bitumes,  imbibant certaines roches : c’est un calcaire imprégné de bitume ; autrement dit, le bitume est le produit qui imbibe le calcaire donnant ainsi l’asphalte.

Formation du bitume : la matière organique (algues, plancton) non décomposée,  évolue dans le sédiment  par l’action de bactéries en  kérogène et par l’action de la pression et de la température (50 à120°), vers des bitumes et possiblement vers du pétrole.

On utilisait entre autre l’asphalte pour faire des pavés. Les pavés en asphalte amortissent les sons, par exemple le bruit des roues des fiacres et des sabots des chevaux qui les tiraient.                                                                                                                                                                   Pour le Gard, ils sont associés aux lignites (terrestres), dans des terrains lacustres tertiaires. Leur origine est donc liée à  la sédimentation lacustre peu profonde passa nt à des dépôts végétaux terrestres. Ils ont une origine autochtone.

++++Arrêt8. Pont d’Auzon. Ancienne carrière, site d’escalade.

En bordure du fossé d’Alès, on devine plus qu’on ne voie,  une faille normale  presque SO-NE juste après la rivière Auzon : c’est la faille de Barjac. Merci à la carte géologique !  –ph44-45.

.La carrière exploitait le calcaire coniacien (crétacé sup) de faciès récifal, riche en fossiles ; de gros rudistes radiolites,  hippurites des huîtres, des nérinées.

Les couches ont un pendage vers le nord. On est sur le flanc sud d’un synclinal faillé d’axe est-ouest, qui fait suite au synclinal perché du mont Bouquet. Ils font partie des plis pyrénéo-provençaux formés il y a 40MA environ. Les stries montrent que la faille a dû rejouer, et qu’il y a eu des glissements bancs sur bancs  –ph 46 à 49.

++++Arrêt 9.  Allègre les Fumades. Thermes. Source de Trempe chien.

—-Les eaux thermales d’Allègre les Fumades, riches en H2S,  soignent les affections des muqueuses de la bouche,  la langue, elles ont une action dermatologique, sont conseillées en rhumatologie, pour l’arthrose, l’arthrite, et pour les voies respiratoires. Les thermes ont été rénovés en 2024.

—–Il y a plusieurs sources le long de la faille de Barjac. Température entre 13 et 16°C, dans l’ensemble. Les thermes utilisent un forage profond de 123m, débit 7m3/h, température 19°C. Les eaux sont sulfatées, calciques, magnésiennes, chlorurées et sulfurées. Riches en CO2 et H2S. Les eaux exploitées ont un âge inférieur à 39 ans ; elles sont le résultat d’un mélange entre eaux profondes et eaux superficielles.                                                                                   Le soufre des sulfures et des sulfates a pour origine  le lessivage des évaporites tertiaires pour les sulfates et une origine biogénique pour les sulfures.

—–Les photos 50 et 51 (en plan et en coupe), montrent l’impluvium qui est à une altitude moyenne de 430m tout autour du mont Bouquet qui culmine à 625m. Les eaux s’infiltrent, se minéralisent, se mélangent aux eaux superficielles et remontent le long des failles, (surtout celle de Barjac), rencontrent les produits asphaltiques, ce qui explique leur chimisme. Il y a plusieurs sources, outre celle des thermes, à faible débit. Nous allons voir la source de Trempe Chien.

Une lisière de chênes matérialise le passage de la faille de Barjac qui sépare les terrains rupéliens du bassin d’Alès des terrains priaboniens de la bordure du bassin.  -ph52- La source est dans le rupélien, les grès de Celas  (les autres aussi). Ce sont des grès grossiers, calcaires, beiges, avec des marnes sableuses et pyriteuses à empreintes de végétaux et de Charas.les minéraux argileux sont l’illite, la chlorite, la montmorillonite.

La source de trempe chien était utilisée pour soigner l’animal de l’eczéma et autres maladies de peau. –ph53 à 55.  Les voiles blancs qu’on voit flotter sont des voiles algaires,  des Sulfuraires qui transforment les sulfures et sulfates en globules de soufre blanc ; c’est une réaction actuelle.  Une odeur d’H2S est prégnante.

++++Arrêt 10.  D171 entre St Sauveur de Cruzières  et St Ambroix. –ph56 à 58.

On se rapproche de la bordure Ouest du fossé d’Alès. Les terrains sont rupéliens.

Les marnes cèdent la place à une alternance de conglomérats,  de grès et de marnes gréseuses. Les poudingues contiennent des blocs d’urgonien, d’hauterivien, ils sont peu roulés, ne viennent pas de loin. Le tuilage des galets indique une provenance du nord. Ils sont issus du démantèlement  des falaises de crétacé inférieur suite au fonctionnement de la faille d’Alès. L’épaisseur de la formation est d’environ 600m dont 100m de poudingues. –ph1.

++++Arrêt 11.  St Brès, hameau du Gatssol. –ph1- 59 à 61.

Après le hameau du Gayssol, la route forestière est bordée à droite par des terrains calcaires et marneux du crétacé inf  (valanginien) et à gauche par des terrains jurassiques sup (callovien). Des calcaires alternent avec des marnes plissotées à débit en frites qui montre qu’elles ont subi plusieurs directions de contraintes.

Entre les deux passe la faille listrique d’Alès.si on continue le chemin, on voit sur la droite le bassin avec les poudingues.

++++Arrêt 12. D6, près du pont sur l’Avène, à l’Est d’Alès. –ph1- 62.

A l’Est d’Alès au niveau de l’Avène, se trouve une série d’olistolithes venant de la bordure ouest du bassin. L’un d’entre eux  a été percé pour faire passer la route.

La photo 63 montre un olistolithe d’hauterivien  qui repose sur les marnes rupéliennes ; en roulant jusqu’ici, il s’est fracturé.  On voit des brèches sous et sur  les côtés du bloc. Les jeux successifs de la faille d’Alès  en démantelant les falaises ont emporté des gros blocs sur une grande distance.

Le bassin d’Alès est un bassin lacustre. Sa bordure Est, priabonienne,  est riche en calcaires asphaltiques et en eaux thermales. Sa bordure Ouest est soumise aux jeux successifs de la faille listrique d’Alès qui approfondit le bassin et déstabilise les terrains crétacés formant falaise qui s’écroulent jusqu’au centre du bassin (olistolithes).

    Cassis et La Ciotat (13) ……au crétacé          supérieur.

Situés dans le Parc national des Calanques, Cassis et La Ciotat figurent parmi les plus beaux sites des Bouches du Rhône. Les falaises soubeyranes surplombantes ajoutent de la couleur au bleu de la mer.-ph1a.                                                                                                                      La carte géologique nous montre que ces deux villes sont situées aujourd’hui sur le flanc NO  du synclinal du Beausset. –ph1.                                                                                                            Ces deux villes se trouvaient, au crétacé supérieur, sur les marges du bassin Sud  Provençal (BSP) : Cassis, sur la marge nord, et La Ciotat sur la marge sud. Ce bassin n’était pas très large (une quinzaine de kms).                                                                                                                    Après les dépôts des calcaires à rudistes du barrémien qui constituent une très grande PFC (plateforme carbonatée) allant de la Provence au Jura, le BSP s’ouvre ; les sédiments marneux marins du gargasien (aptien sup) sous le château de Cassis en témoignent. –ph2.     La discordance située sous le château correspond à l’épisode du bombement provençal (durancien) qui affecte aussi cette zone. La mer revient au cénomanien moyen. Les couches au-dessus des marnes gargasiennes se déposent alors en discordance. Les sédiments resteront marins jusqu’au santonien supérieur. –ph2.                                                    Le BSP était constitué de 2 aires de sédimentation : un bassin au sud à dépôts carbonatés et silicoclastiques (épaisseur environ 1300m) et une PFC au nord à dépôts carbonatés, moins épais (4 à 500m). Ce bassin était limité  par 2 terres émergées : le bombement durancien au nord et le massif méridional (MM) au sud qui fournissait le matériel silicoclastique. La limite entre bassin et PFC se trouve entre la couronne de Charlemagne et le plateau du Castellet. –ph3.                                                                                                                       Le BSP était un élément, en marge NE du rift pyrénéoprovençal qui séparait la plaque Europe de la plaque ibérique en dérive sénestre. Le MM, en marge sud était coincé entre de nombreuses failles, émergé, parfois soulevé, il était soumis à une forte érosion. Les failles de ce bassin avaient un jeu normal et décrochant (transtension). –ph4-5.                                   La photo 6A est une reconstitution schématique du bassin, proposée par J.Hennuy dans sa thèse (2003).

Nous allons parcourir ce BSP depuis sa marge nord, jusqu’à sa marge sud.

+++La marge nord : depuis le pas de Bellefille jusqu’au pas de Julien en passant par la couronne de Charlemagne.

1. Le pas de Bellefille est couronné par une barre calcaire bien visible dans le paysage : c’est la PFC en place de la marge nord du BSP.-ph6 à 8.

   

   

   

Cette barre est constituée de calcaire à rudistes de la famille des Hippurites et des Radiolites. Ils lui donnent un âge turonien supérieur.                                                                           Les Hippurites sont reconnaissables à leurs piliers internes.  Ce sont des mollusques bivalves à valves asymétriques qui vivaient fixés au sédiment ou à tout autre objet, y compris des valves d’autres rudistes, par leur valve inférieure, droite, conique.  Organismes grégaires, ils formaient des bouquets dont l’ensemble constituait une véritable formation récifale. On trouve également des bouquets renversés, donc des fossiles vus longitudinalement, le renversement étant dû à une instabilité du support, au poids des organismes, à de petits séismes…

Les Radiolites n’ont pas de piliers et leur test épais est celluleux. Le calcaire à rudistes contient également de nombreux microfossiles et des débris au sein de la boue carbonatée. –ph 9 à14.

Position des affleurements du pas de Bellefille (en 1) sur le bloc- diagramme du bassin (Hennuy, 2003). –ph15. A la limite entre la PFC et le bassin.

2.La couronne de Charlemagne se voit de loin et se reconnaît bien à sa forme. C’est une corniche calcaire au-dessus d’un talus constitué de calcarénites quartzeuses et de brèches, plus ou moins recouvert par la végétation. –ph16-17. Du sommet, on a une très belle vue par temps clair, sur la baie de Cassis et sur le massif des calanques. –ph18-18a.

Les fossiles de rudistes au sommet de la barre sont en position de vie (à la verticale). Ce sont surtout des radiolites Duranias. On peut voir cependant des sections transversales et longitudinales. Le pendage montre que les calcaires ont été légèrement  basculés : c’est un fragment de PFC détaché qui a un peu glissé vers le bassin en contrebas. -ph19 à22.

Position de la couronne de Charlemagne (en2)  sur le bloc-diagramme du bassin. –ph23.

3. Le Pas de Julien est un col au pied de la couronne de Charlemagne qui permet d’accéder au Baou de la Saoupe, puis au Pas de la Colle. –ph16-17.                                               En regardant vers le sud et en allant voir, au niveau du col, on peut reconnaître et situer  les différentes roches. –ph24-25.

—Les marnes quartzeuses forment le talus occupé par la pinède et le vignoble.

—Les brèches stratifiées, à éléments calcaires et débris de rudistes proviennent de la bordure de la PFC qui s’écroule dans le bassin. –ph26-27.                                                              Elles ont donc resédimenté dans le bassin au pied de la falaise que devait représenter la couronne.

—Les calcaires et calcarénites quartzeuses, plutôt beiges, stratifiées, forment une corniche au-dessus du talus. Elles résultent de la sédimentation normale dans le bassin. Elles sont constituées d’éléments détritiques quartzeux venant du sud et de carbonates issus de la production biologique des êtres vivants (boues, plancton, échinodermes, mollusques etc…). –ph28.                                                                                                                                                           Du Pas de Julien, en regardant la couronne, on voit bien qu’elle a un pendage vers le bassin et que les couches décrites viennent buter contre elle. –ph29.

Position du Pas de Julien (en 3) sur le bloc-diagramme du bassin. –ph30.

+++la marge sud :  La Ciotat. Le Mugel, la calanque de Figuerolles. –ph 31 à 36.

Les reliefs de La Ciotat, en bord de mer, sont très différents des paysages habituels calcaires et/ou marneux, pour la plupart. Il s’agit de poudingues polygéniques à galets exogènes variés (gneiss, quartzites, grès, cipolins, schistes, calcaires noirs….) provenant du MM cristallin. L’érosion éolienne y a creusé des taffonis (cavités). Les galets sont organisés en séquences (les gros en bas, les petits, au-dessus). Le pendage est fort  30°vers le nord (45° mesurés, auxquels il faut soustraire 15°, pente moyenne du synclinal dans lequel on se trouve). Ils ont été mis en place par des avalanches de type turbidite grossière. Il s’agit d’un Gilbert delta, c’est-à-dire une pente des vallées forte, une sédimentation grossière de type turbiditique, une progradation vers l’aval avec une pente prononcée des foresets (jusqu’à 35°) qui constituent le prisme marin, le prisme continental avec dépôts fluviatiles grossiers peu pentés qui constituent le topset ne sont pas préservés ici. –ph37. Il y a deux Gilbert delta : le bec de l’Aigle et le rocher du Capucin, séparés par la calanque de Figuerolles. -ph 38.

Position de la calanque de Figuerolles (en 7-8) sur le bloc-diagramme du bassin. –ph39.

+++le bassin : depuis la D559 près de l’autoroute A50, jusqu’à la route des crêtes, en passant par Cassis.

1. Pont de la Bécasse. D559, près de l’autoroute A50. –ph 40 à 42.

—–Au lieu dit pont de la Bécasse, nous avons une vue sur l’autoroute A50, en toute sécurité. La tranchée de l’autoroute nous révèle un affleurement composé de nombreux blocs décamétriques, calcaires. On peut constater que les pendages sont différents d’un bloc à  l’autre ce qui donnne un aspect chaotique à cette formation. Certains présentent des plis qui indiquent que le sédiment n’était pas encore complètement lithifié : ce sont des olistolithes resédimentés dans le bassin, provenant de l’écroulement du bord de la PFC en place, suite au jeu de failles normales et décrochantes qui agrandissaient le bassin. L’ensemble de ces olistolithes constitue un olistostrome.

—–affleurement situé au parking.  –ph 43 à 47. Ce sont des calcarénites quartzeuses de couleur beige. Les éléments siliceux proviennent du massif méridional émergé au sud, les éléments carbonatés sont riches en débris de fossiles, en particulier des piquants d’oursins bien visibles. On peut noter la présence de stratifications obliques : il s’agit de base de dunes hydrauliques mises en place par des courants qui balayaient le fond du bassin (et non par la gravité).                                                                                                                                       Position du pont de la Bécasse (en 4) sur le bloc-diagramme du bassin. –ph 48.

2.Route des crêtes. De la Ciotat vers Cassis.

En quelques lieux, on peut voir plusieurs types de sédiments  qui se répètent.

——–en montant vers le sémaphore : Dans le grand virage parking.

+++Des calcarénites quartzeuses,  d’aspect très gréseux, dune hydraulique à stratifications obliques, mise en place par des courants au fond du bassin. donc sédiments autochtones. –ph49.

+++ Baou Rous, le pont naturel  et la carrière du Loin.  –ph50.

Baou Rous avec ses formes d’érosion est constitué de brèches calcaire, débris provenant de l’écroulement gravitaire d’une partie de la PFC en place, au nord : c’est une resédimentation  carbonatée (RSC) qui repose sur des poudingues qui sont aussi des resédimentations  mais provenant du sud, du MM et de ses deltas. Il y a des olistolithes de poudingue, les foresets n’ont pas le pendage  Nord, qu’ils devraient avoir s’ils étaient en place. –ph51.

+++le pont naturel est aussi une RSC , un peu plus ancienne que celle de Baou Rous ; elle repose et épouse la forme, avant érosion, du poudingue sous-jacent qui est aussi une resédimentation (RST) . en effet les foresets ne penchent pas vers le nord. C’est un olistolithe de poudingue. –ph 52-53.

——-au sémaphore.  Vue exceptionnelle  sur la baie de La Ciotat et sur les deux  Gilbert deltas. On peut voir également 2 RSC provenant du nord, de la PFC en place, venir buter contre des RST venant du sud, des deltas. Il y a alternance de dépôts venant du nord et de dépôts venant du sud. –ph54.

——-au belvédère.

On peut voir une grand bloc de calcaire (RSC) emballé dans les poudingues et grès (RST). –ph55.                                                                                                                                                                       Dans le virage sous le belvédère.                                                                                                               Deux olistolithes de calcaire (RSC) sont emballés dans le poudingue (RST), mais aussi un grand bloc de calcarénites quartzeuses, d’aspect très gréseux,, roche autochtone du bassin, dune hydraulique avec ses stratifications obliques, est légèrement déplacé sur  des grès autochtones. –ph 56 à 60.

La vue sur les calanques est très belle, et on peut voir également des formes d’érosion en boules dans les grès autochtones. –ph61.

Position de la route des crêtes (en 6-7) sur le bloc-diagramme du bassin. –ph62.

——–Cassis. On n’a plus accès à la pointe des Lombards, donc il faut se contenter d’une vue générale. –ph 63-64.

Le paysage superbe nous montre sous le château de Cassis, la discordance entre le gargasien et le cénomanien, puis la limite figurée sous le jas de la Penna entre le cénomanien sup et le turonien inf. Les marnes  sont très ravinées et des glissements de terrains se produisent de temps en temps.

Position de Cassis  (en 5) sur le bloc diagramme du bassin. –ph62.

   3. ancienne carrière du Loin. La Ciotat. –ph65 à 67.

Pour y accéder, on passe devant plusieurs anciens fronts de taille dans des grès grossiers  resédimentés RST. Des racines de pins s’insinuent dans tous les espaces libres et écartent de gros panneaux de grès, ce qui accélère l’érosion.                                                                         Dans la carrière on retrouve les 3 types de sédiments, à savoir des calcarénites  quarzteuses autochtones, des  resédimentations carbonatées-RSC- (brèches, olistolithes), des resédimentations terrigènes-RST. –ph68.

En fait, il y a 2 RSC :  -ph 69-70.

-+-+-+ une inférieure, correspond à celle qu’on a vue  dans la tranchée de l’autoroute avec un chaos d’olistolithes. Ici, il y en a un, sur la droite, avec de la brèche par-dessus. Il a commencé à s’éroder. Il est recouvert par la suite par une RST venant du sud.

-+-+-+ une nouvelle RSC arrive du nord et recouvre RST en allant plus loin vers le sud que la RSC précédente (inférieure).

-+-+-+ enfin le calme revient avec les dépôts autochtones qui sont au sommet du front de taille.                                                                                                                                                                   Position de la carrière du Loin (en 6) sur le bloc-diagramme du bassin. –ph71.

Nous aurons pris conscience, en parcourant ce petit bassin, qu’il a été soumis à l’influence de ses 2 marges : marge carbonatée au nord, marge détritique terrigène et cristalline au sud. Les apports étaient épisodiques, contrôlés par la gravité et soumis à l’action de failles qui agrandissaient le bassin.   Il faut ajouter à ces apports, la sédimentation autochtone par décantation, par le jeu de courants circulant dans le bassin. On arrive ainsi à avoir une idée de l’histoire de ce bassin au turonien supérieur, âge des terrains traversés.