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.

 

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.

 

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.