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La marge passive ardéchoise

2 journées sont nécessaires pour parcourir et reconnaître des affleurements de la marge passive ardéchoise de l’océan alpin, en commençant par le socle du côté de Largentière et en allant vers le Rhône du côté de Viviers.

Situation : Entre le massif central, les massifs cristallins externes (Pelvoux, Belledone…..) et la Provence, une dépendance de l’océan alpin : le bassin Vocontien (aujourd’hui les Baronnies) est bordé par une plateforme carbonatée (PFC) qui prograde vers le Sud (Vercors), vers le Nord (monts de Vaucluse) et vers l’Est (marge ardéchoise). Dans notre circuit nous allons rencontrer des failles qui affectent cette marge. Ce sont des FN qui vont se créer dès le trias et même le permien puis jouer jusqu’à la fin du crétacé inf) ; le crétacé sup est peu abondant dans notre circuit (Bayne). Ces FN, les plus proches des Alpes vont rejouer en FI au tertiaire. ph1-2

Arrêt 1 : vallée de la Lande- château de Rochemure.

On est sur le socle (chaîne hercynienne). Il y a des gneiss, des granites, micaschistes, quartzites micacés.une faille parallèle à la route met en contact le socle et le permien. Une autre, aussi, perpendiculaire à la route. Ph3-4

Arrêt 2 : moulin de la Lande. Permien.

Argiles, pélites et silts rouges alternent avec schistes noirs, grès fins micacés. Ces faciès correspondent à des levées, à une plaine d’inondation envahie périodiquement par des crues. Un chenal gréseux est d’ailleurs bien reconnaissable et des traces de gouttes de pluie signalent les périodes d’émersion. La chaîne hercynienne s’érode. Ph5-6-7

Arrêt 3 : la Lande, vigne près de Coudouysse.

Contact faillé entre le permien et le trias sup. Grès arkosiques grossiers alternant avec des argilites sableuses, des siltites versicolores (vert, gris, rouge). Des galets de quartz sont encore abondants. Ces faciès indiquent encore une plaine d’inondation. L’érosion de la chaîne hercynienne se poursuit au trias sup ; elle est pénéplanée, alors que la distension a commencé et que les failles affectent le socle et sa couverture. Ph8-9

Arrêt 4 : Chapelle sous Aubenas N103. Ji à Jm.

Une coupe d’Ouest en Est le long de la N103 montre :

Le toarcien est en contact faillé avec l’hettangien ; les crochons indiquent bien le sens de déplacement. Il s’agit d’une FN. Ph10                                                                                                              Il y a une surface d’érosion entre l’hettangien calcaire et le toarcien calcaréogréseux.

Cette lacune pourrait indiquer une émersion de ce compartiment après l’hettangien ou un haut fond balayé par des courants empêchant toute sédimentation. Ph11                                   A l’Est, toarcien et hettangien sont en contact faillé avec le bathonien marnocalcaire. Là encore les crochons indiquent le sens du déplacement des compartiments : il s’agit encore d’une faille normale. ph12                                                                                                                                 Au jurassique inf les sédiments sont plus calcaires qu’au trias mais il y a encore une composante siliceuse (hettangien et toarcien) ; l’érosion de la chaîne hercynienne se fait encore sentir. La sédimentation est marine ; il y a des lacunes, des failles qui décalent des compartiments. On est sur la marge passive de l’océan alpin côté ardéchois.                            Le bathonien ne comporte plus de détritique siliceux ; ce sont des marnocalcaires; la période de rifting est en train de s’achever.

Les forages sur la coupe ph13 montrent que ces failles affectent le socle. Ensuite, la lithosphère continentale va se couper, la croûte océanique va se constituer vers le Queyras et la sédimentation post-rift va prendre le relais sur cette marge passive.

Arrêt 5 : Uzer- vers aérodrome. Jm à Js.

En quittant la D104 pour prendre la petite route menant à l’aérodrome de Lanas, on traverse successivement les marnocalcaires du bathonien puis du callovien inf et on arrive aux calcaires carriés et rognoneux du callovien moyen. Après le virage, la route traverse les calcaires à patine rousse de l’oxfordien moyen avant d’atteindre l’oxfordien supérieur sur le plateau. Ph14-15-16

On constate donc une lacune du callovien supérieur et de l’oxfordien inférieur.

Ce bloc était donc soit émergé soit un haut fond parcouru par des courants qui empêchaient tout dépôt.

Les géologues datent le début du stade post-rift du callovien sup-oxfordien inf.

Il y a donc ici le passage du stade syn-rift au stade post-rift. Ph16.

Arrêt 6 : Uzer- carrefour la croisette. Ji

Hettangien visible en bord de route après le village d’Uzer, puis avant le carrefour de la croisette, l’hettangien sup avec ses calcaires noduleux cendrés alternant avec des calcaires. Ph17-18

Ils contiennent par endroits des fossiles de lamellibranches, 8des galets de quartz plus ou moins roulés qui montrent que le socle subit encore les effets de l’érosion. Des petites failles parcourent l’épaisseur des sédiments. Ph19-20-21-22. D’après D. Martin(1985) les calcaires noduleux seraient le résultat de 2 actions conjuguées

: ——–bioturbation : enrichissement en matière organique des sédiments non lithifiés par des organismes fouisseurs. Ces parties de sédiments labourées verraient leur diagénèse ralentie par rapport aux sédiments non bioturbés qui formeraient les nodules.

———compaction différentielle : la partie carbonatée lithifiée pourrait se fissurer sous l’effet de la compaction et les parties argileuses non encore consolidées pourraient s’insinuer dans les fissures. Ph 18-23.

Arrêt 7 : Uzer- route de Balazuc D294. Js.

Dans la montée la route traverse les calcaires gris de l’oxfordien sup, puis, sur le plateau le kimméridgien enfin, le tithonien avant d’arriver à Balazuc.

On peut constater que les marnes ont disparu, il n’y a plus que des calcaires. C’est une première plateforme carbonatée (PFC) progradante vers l’Est qui vient tout recouvrir au stade post-rift. La carte géologique montre que l’altitude décroît vers l’Est et qu’il y a de nombreuses failles qui l’affectent. Ph2

Mais dans l’oxfordien sup, il y a un pli et une faille inverse avec un beau crochon (ancienne FN qui a rejoué en FI). Ces 2 observations montrent qu’il y a eu une compression tardive, tertiaire au moment des plissements pyrénéo-provençaux ou alpins. Ph24-25-26

Arrêt 8 : Chauzon près de Pradons au bord de l’Ardèche. Js-Ci.

Le tithonien entaillé par l’Ardèche disparait sous la terrasse rissienne ; il est affaissé par une faille normale. à Pradons, les reliefs sont constitués de sédiments hauteriviens (crétacé inf). ph27

La première PFC du jurassique supérieur est fracturée, abaissée vers le bassin Vocontien. C’est le stade post-rift qui correspond à l’océanisation, à la formation de croûte océanique vers le Queyras ; ici, la subsidence est due au refroidissement de cette partie de la lithosphère ou subsidence thermique. La ph28 qui illustre l’évolution d’une marge passive donne une image de ce qui s’est passé sur la marge ardéchoise. :

–stade 2, couleur grise, première PFC jurassique sup.

–stade3, couleur grise, première PFC faillée, abaissée par subsidence thermique ; par-dessus, va se former la deuxième PFC du crétacé inf.

Arrêt 9 : Rochecolombe. Crétacé inf.

Village médiéval perché, dominé par les ruines du château féodal, possédant une bien jolie cascade. En montant vers le village ruiné, mais en voie de réhabilitation, on passe devant une FN qui met en contact le valanginien marneux et l’ hauterivien plus calcaire. A l’arrière du vieux village, deux roches sont superposées : calcaires et marnocalcaires hauteriviens surmontés par les calcaires massifs du barrémien constituant la deuxième PFC qui va combler le bassin. Ph29-30-31.

Une faille normale qui a aussi une composante décrochante dextre décale ces deux roches. Ph32-33.

Arrêt 10 : Valvignères . par Alba puis vers St Thomé. Ci.

Notre itinéraire va se poursuivre dans le crétacé inf où les failles sont difficiles à voir.

De la montagne de Berg à St Thomé la route traverse l’hauterivien inférieur épais de 840m. On y voit surtout des affleurements importants de calcaires à miches notés n3d-n3e-n3f sur la carte géologique. Au-dessous les marnes grises forment la plaine de Valvignères qui s’étale du Sud vers le Nord jusqu’aux Coirons. Ph34. Cette plaine est limitée à l’Est par une faille normale qui la met en contact avec les couches plus récentes des calcaires à miches. Ph35. Cette FN est la seule qui soit bien visible dans le paysage avec celle qui affecte les calcaires notés n3e au premier pont. Un torrent intermittent affluent du Dardaillon a creusé son lit dans les roches fragilisées par la faille. ph36.

Les miches sont des masses calcaires ovales emballées dans les marnes. La notice de la carte géologique nous éclaire un peu. Il y a un peu de quartz, de la glauconie, de la tourmaline, des débris charbonneux. Il s’agit des boues et des silts calcaires avec un peu de quartz qui auraient constitué une ébauche de PFC. Mais la subsidence thermique jouant, la pente créée aurait été suffisante pour faire descendre dans le bassin Vocontien les sédiments insuffisamment lithifiés qui auraient formé ces miches prises dans la vase. Ce n’est qu’au Barrémien que la PFC urgonienne va réussir à se former. Ph37

La ph28 stade 3 donne une image de cette sédimentation des calcaires à miches dans une pente (en rose, sédiments de pente). Le stade 3 (suite) donne, lui, une image de la PFC urgonienne au barrémien qui va se constituer au-dessus des calcaires à miches (en marron).

Près de St Thomé, les failles normales qui mettent l’hauterivien en contact avec le barrémien ont enregistré les compressions tardives tertiaires (pyrénéo-provençales et alpines) et sont chevauchantes (FI=failles inverses) mais difficiles à voir. Heureusement la nature des roches change et il y a contact anormal : à côté des calcaires à miches on voit des couches de calcaires et de marnes bien plus épaisses, quelques slumps puis les calcaires francs de la deuxième PFC. Ph38-39-40. La ph41 est une coupe de cette partie de notre itinéraire.

Arrêt 11 : vallée de la Nègue. Barrémien.

Sous le village de St Thomé une faille qui affecte les terrains du barrémien est bien visible. Ph42.

Dans la vallée, vers Valgayette, on se trouve dans un fossé limité par 2 FN qui ont rejoué en FI. On peut y voir la Nègue couler jusqu’au gué sur les bancs calcaires du barrémien moyen puis au niveau du gué et vers le sud, ce barrémien moyen vient chevaucher le barrémien inférieur plus marneux.ph 43-44-45.

Arrêt 12 : Bayne . crétacé inf et crétacé sup.

Peu avant Bayne, dans un grand virage affleurent des calcaires gréseux très clairs d’âge albo-cénomanien. On les voit aussi sur la colline face à nous (au Nord). De part et d’autre de terrains plus anciens- albien, gargasien, bédoulien dont on a vu les pendages prononcés dans la montée et qu’on peut mesurer ici.N60,85°E.

C’est un synclinal d’axe NE/SW enserré par des FN qui ont rejoué en FI. L’érosion ayant dégagé les sables et marnes sableuses de l’albien et du bédoulien, c’est aujourd’hui un synclinal perché. Ph46.

A la sortie de Bayne, vers St Montan, le synclinal disparaît car le recouvrement des sables albiens plantés en vignes par les terrains barrémiens de St Thomé et de l’anticlinal de Serre des Parts est total au niveau du col. Ph47.

Notre itinéraire se termine à St Montan, village médiéval ruiné, mais reconstruit par l’ association des amis de St Montan. Il est bâti sur les calcaires du barrémien supérieur. ph48.

En résumé, nous avons parcouru la marge passive ardéchoise depuis le socle jusqu’au bassin Vocontien ; nous avons pu voir des failles normales, des sédiments syn-rift, post-rift, 2 tentatives de construction de PFC ; la première, jurassique supérieur, n’a pas abouti suite à la subsidence de la marge passive. La seconde, barrémien supérieur s’étend de la Provence au Jura en passant par l’Ardèche. Une dernière transgression a déposé un peu de crétacé supérieur avant que l’océan alpin ne se referme. Les plissements tertiaires (pyrénéo-provençal et alpin) ont peu déformé cette marge : synclinal de Bayne, et rejeu de quelques failles normales en failles inverses.

 

Le Bassin Paléogène de Barrême

Le bassin de Barrême qu’on nomme souvent synclinal de Barrême n’est synclinal que dans sa partie Est, à cœur oligocène. Son flanc Ouest se présente sous la forme d’un monoclinal. D’un axe N-S, il est déjà structuré dès la phase pyrénéoprovençale : les conglomérats d’Argens témoignent de l’érosion des massifs calcaires situés au Sud.

La formation des Alpes va créer devant le prisme orogénique, résultat de la collision de la plaque Europe et de la plaque Apulie, un bassin flexural d’avant-pays qui va ensuite être chevauché et incorporé à la chaîne au cours de sa surrection et de sa progression vers l’Ouest. Ph1-2

La partie proximale du bassin flexural en voie d’approfondissement va être le siège d’une sédimentation importante caractérisée par la trilogie du priabonien et du rupélien à savoir :  a – calcaires nummulitiques priaboniens ; faciès carbonaté peu profond.

b – marnes bleues pendant tout le rupélien (oligocène inf) ; elles caractérisent l’approfondissement du bassin.

c – turbidites et poudingues matérialisent le remplissage avec, à la fin, un environnement deltaïque (Clumanc- St Lions).

A partir du chattien (oligocène sup), le bassin est incorporé à la chaîne qui le chevauche et le fait migrer vers l’Ouest. Les sédiments de cet épisode sont des dépôts continentaux fluviolacustres issus de l’érosion des Alpes (molasses rouge, grise, verte).

Les rivières, aujourd’hui, s’écoulent toujours dans le même sens (du N vers le S) ; elles devaient être plus longues à cette époque pour drainer des matériaux issus des Alpes internes.  Le moteur possible de cette incorporation du bassin flexural à la chaîne en formation serait le poinçonnement de la plaque européenne par la plaque apulienne. Celle-ci a entrainé et écaillé la zone d’Ivrée, laquelle a soulevé et soumis à l’érosion les Alpes internes (Queyras, Viso, Dora-Maira), modifié les mouvements du manteau, ce qui a généré un volcanisme andésitique (St Antonin). Ph3

Plus localement, le diapir de Gevaudan a dû, lui aussi, provoquer un plissement synsédimentaire : celui de l’anticlinal de Malvoisin, au moins. Ph 4-5 carte géologique très simplifiée et log.

 1- le bassin de Barrême :

D’axe N-S, il présente un flanc Ouest monoclinal (jurassique, crétacé inf, éocène) à pendage Est et un flanc Ouest sans crétacé inf, mais avec du crétacé sup, puis une zone très plissée en anticlinaux et synclinaux perturbés par la présence de diapirs. Ph 6-7-8-9

2 – avant le bassin flexural : les poudingues d’Argens (lutétien-bartonien, 48 à 37,2MA). Ph 10-11-12

Les poudingues d’Argens se mettent en place à partir des reliefs formés pendant la phase pyrénéoprovençale (40MA). Les galets en calcaires locaux, très gros, témoignent d’un transport court.

On peut y voir une succession de chenaux et de plaines d’inondation, des chenaux emboîtés, des failles….l’écoulement se faisait du Sud vers le Nord.

3 – remplissage du bassin flexural : Trilogie du priabonien et rupélien.

——les calcaires nummulitiques :

Il y a une  discordance entre les marnes aptiennes et les  calcaires nummulitiques.

Pendage N/S, 30°E pour l’aptien et pendage N/S, 40° à 45°E pour les calcaires nummulitiques  priaboniens (éocène) 37à 34MA.  Donc dépôt des calcaires sur une surface érodée. Ph13

C’est un calcaire argilosableux, de couleur rousse ; il renferme de nombreuses nummulites, des  lamellibranches, quelques polypiers, des débris de coquilles : c’est la première étape de la transgression dans le bassin de Barrême qui commence juste  à s’approfondir

——–les marnes bleues :

Marnes calcaires et sableuses qui se déposent pendant tout le rupélien (37 à 28,5MA-oligocène inf). Elles  contiennent les grès de ville, de Senez, et les conglomérats de Clumanc et de St Lions. ——-   ph-5–14-15

Elles caractérisent la transgression qui commence dès le priabonien et s’amplifie au rupélien dans le bassin flexural.

Les grès de ville, calcaires, riches en paillettes de micas blancs, débris de coquilles et de végétaux marquent des épisodes de début de régression, de fluctuation de la ligne de rivage. Les minéraux lourds étudiés proviennent des Maures-Estérel et des volcans de St Antonin (Evans,2004). Des figures de courant indiquent le sens des apports, mais les figures trouvées n’étaient pas en place. Les études montrent  qu’ils proviennent du SE.

——–les turbidites et les conglomérats :

Grès de ville, conglomérats de Clumanc en 4 lentilles (ici la deuxième). Ph16 à 19

A la base de ces conglomérats les galets sont calcaires,  la matrice est un grès grossier. Au-dessus, les conglomérats se chargent en galets exotiques (basaltes, serpentinites, radiolarites, andésites, gabbros).

Dans les grès associés, on peut voir des séquences de turbidites de type AC (grès grossiers et convolutes) avec à la base des cannelures provoquées par des objets traînés et des flutes cast (figures de courant). Les mesures  du sens du courant indiquent des apports provenant de l’Est et d’autres du Nord, en accord avec les galets exotiques qui viennent des Alpes internes et de St Antonin (andésites).

Donc, le bassin continue de se remplir, les faciès sont devenus fluviatiles. Le sens des apports est différent, les Alpes internes fournissent les matériaux détritriques ; elles se sont soulevées. Il y a régression. Le paysage devait être une plaine alluviale avec des chenaux fluviatiles

———–présence d’olistolithes dans le bassin flexural.

La butte St Jean  à Barrême est constituée de calcaires sénoniens qui, avec leur base brèchique, reposent  sur le calcaire nummulitique tertiaire (priabonien).

Il s’agit d’un olistolithe  détaché du rebord  d’une falaise pendant la transgression nummulitique.   Ph20

Falaise située à l’Est (vers Gevaudan), car il n’y a pas de sénonien à l’Ouest de Barrême. Il faut admettre que l’érosion a fait reculer la falaise sénonienne vers l’Est depuis la chute de ce bloc au tertiaire.

4 – fin du remplissage et début du soulèvement du bassin flexural : fin du rupélien.

———Clumanc.

Une vue vers l’Est, montre la discordance entre les conglomérats et les marnes bleues au niveau du château de Clumanc.  Ph21  Sur la route qui conduit à Clumanc, on peut voir le pendage vers l’Ouest des conglomérats.  Ph2   La vue de la butte vers le nord montre cette fois un pendage vertical pour les conglomérats.    Ph23-24

On peut donc reconnaître une sédimentation en éventail. Il s’agit d’un pli qui progresse de l’Est vers l’Ouest, d’un pli synsédimentaire qui  a commencé avant le dépôt des conglomérats (discordance) et a continué ensuite.                                                                                 Le bassin flexural commence à être soulevé sur son flanc Est.

———-St Lions.

++St Lions- cimetière.   Ph25-26

Les conglomérats de St Lions, semblables à ceux de Clumanc, présentent eux,  aussi, une sédimentation en éventail. Il s’agit encore d’un pli synsédimentaire qui se propage du Nord vers le Sud ; c’est dû au  pli anticlinal de Chaudon Norante qui est comprimé localement car on est dans une zone complexe (nappe de Digne, mais aussi arc de Castellane).

++ St Lions- coulet rouge.

Sur les marnes marines à natica, on voit le conglomérat qui présente des clinoformes (formes inclinées) et au-dessus, il est horizontal ; il s’agit de foresets et de topsets  qui caractérisent un delta.   Ph27

Le sens du courant vers le Sud est donné par l’orientation des clinoformes.

On a donc, fin rupélien, un petit delta qui prograde vers le sud.  Il y a un changement de topographie.  Les courants qui venaient de l’Est, viennent maintenant du nord. Il y a régression, vidange vers la  mer qui est au sud.

5 – dernière transgression dans une partie du bassin.  St Lions. Ph28-29

Un bioherme à coraux et lamellibranches affleure au sommet du coulet rouge. Il a été daté du début du chattien (28,5 à 23MA). Il s’agit de la toute dernière incursion, très rapide, localisée, de la mer très peu profonde (faciès récifal). Les dépôts vont devenir continentaux.

6 – le bassin flexural est incorporé à la chaîne : chattien (oligocène sup).

———-molasse rouge datée du chattien (oligocène sup).   ph30-31

Elle est constituée de sables grossiers rouges plus ou moins consolidés et de chenaux dont les galets sont des calcaires locaux mais aussi des galets provenant du remaniement des conglomérats de Clumanc et de St Lions.

Donc environnement fluviatile avec chenaux et plaine d’inondation, les molasses rouges marquent l’émersion du bassin de Barrême.

———les molasses grises puis vertes :

L’affleurement commence par un dépôt de poudingues puis une alternance de grès, calcaires, marnes sableuses à micas blancs et grains de quartz. Ces strates contiennent des fossiles : Helix terrestres, lamellibranches, et une faune saumâtre à Bithynies (à cause du gypse de Gevaudan tout proche). Des figures sédimentaires (rides de vagues) complètent nos observations. On a ici un environnement qui passe d’un milieu fluviatile à un milieu lacustre. Age : fin du chattien.   Ph32 à 37

La molasse verte datée de l’aquitanien (23 à 20,5MA- miocène) fait suite à cette molasse grise. La couleur est due à des grains de serpentinites et des pyroxènes de roches basaltiques. Ce sont des apports continentaux venus du nord.   Ph38

Le bassin est incorporé à la chaîne, soulevé, il n’y a plus que des dépôts continentaux qui proviennent des Alpes internes.

7 – la mer est à Senez : fin rupélien.

——–anticlinal de  Malvoisin.     Ph39-40-41

Au cœur de l’anticlinal les marnes bleues, surmontées par les grès de Senez (équivalents latéraux des conglomérats de Clumanc et de St Lions) qui sont terminés par des conglomérats. Age rupélien.

On peut constater que les dépôts sont plus épais au SW. Au-dessus, la molasse rouge (chattien) dans laquelle une sédimentation en éventail est visible.                                            C’est un pli synsédimentaire, comme à Clumanc, qui a commencé à se former dès le dépôt des grès.

Dès la fin du rupélien et pendant le chattien le bassin flexural est incorporé à la chaîne alpine.

———-grès de Senez.    Ph42 à 45

Non loin du village, une barre de grès grossiers à débris de fossiles, s’est éboulée  en partie et présente un danger pour les habitants. On peut y voir des stratifications obliques bien marquées qui indiquent une progradation de la barre vers le nord.                                               En s’approchant, de nombreuses rides de vagues sont visibles. La mer est peu profonde.   Il y a progradation vers le nord car la vidange du bassin flexural du nord vers le sud fait monter le niveau de la mer qui était ici, à Senez.

En résumé, les apports détritiques qui ont rempli le bassin flexural pendant la transgression de la fin éocène sont venus d’abord du Sud (Maures, Estérel, Corse, Sardaigne), puis lorsque la chaîne alpine interne a commencé à se soulever puis à chevaucher vers l’Ouest, ils sont venus de l’Est (St Antonin) et du Nord.   Ph46

Les poudingues de Clumanc et le delta de St Lions sont l’illustration de la vidange qui s’effectue alors vers le Sud  et qui fait monter le niveau de la mer qui prograde un peu vers le Nord à Senez.  Il y a modification du bassin suite aux compressions qui donnent les plis synsédimentaires côté Est ; le diapir de Gevaudan a joué aussi un rôle dans la formation de ces plis.

Le résultat en est l émersion du synclinal qui est incorporé à la chaîne alpine ; les Alpes continuant de se soulever, le synclinal aussi ; d’où les dépôts continentaux de molasse rouge, grise, verte.

Aujourd’hui, soumis à l’érosion à son tour, les matériaux transportés par les cours d’eau (Asse de Blieux, Asse de Clumanc, Asse de Moriez) participent au comblement du bassin flexural actuel qui est le plateau de Valensole.

 

 

Le Massif des Maures

Le massif des Maures et du Tanneron constituent un seul ensemble composé de roches cristallines. Ph1

Un maquis dense et impénétrable de plantes silicicoles occupe la plus grande partie de l’espace. Ph2

C’est un massif montagneux, mais, ce qui frappe le plus, c’est qu’il y a peu de rivières, sauf dans les micaschistes;

exemple: le Batailler près de Bormes les Mimosas. ph3 Les terrains sont imperméables, les nappes phréatiques peu

importantes, les sources ont un faible débit et sont taries en été. Elles sont situées dans les zones altérées,

fissurées (failles E-W, limites de roches différentes), d’où des réserves d’eau nécessaires: Trapan (eau du Gapeau), St Cassien, ancien barrage de Malpasset, barrage de La Môle, retenues collinaires (lac des Escarcets- la garde freinet. Ph3

– Une ceinture détritique permienne entoure les Maures, mais, vers Fréjus, s’intercale l’Estérel au volcanisme permien qui provoque une inversion de relief dans cette dépression. Ph4-5.

En mer, le canyon des Stoechades, creusé au messinien (6MA) s’insinue entre le massif et les îles d’Hyères qui en font partie. Les terrains würmiens étaient à l’affleurement au maximum glaciaire, il y a 18 000 ans.

L’isobathe – 2000 m, bas du talus continental, matérialise le raccordement avec la Corse avant sa dérive au miocène inférieur (–20 à -15MA). Ph 6.

Le massif des Maures est un fragment de la chaîne Hercynienne ou plus globalement varisque, qui est en réalité une double chaîne.

La fermeture de l’océan iapetus (silurien) donne naissance à la chaîne calédonienne, ce qui aboutit à la formation d’un grand continent nord : la Laurussia. Ph7

On a donc fin silurien (445MA) 2 super-continents : un au nord et l’autre au Sud : le gondwana, séparés par l’océan rhéique. Sur la partie nord du Gondwana , il y a la micro plaque Armorica séparée de ce dernier par le petit océan massif central. Ph8.

La chaîne varisque résulte de la collision de Gondwana et Laurussia après fermeture de l’océan massif central d’abord, qui subducte vers le Nord (collision dévonien 420-360MA) puis de l’océan rhéique qui subducte vers le sud (collision carbonifère 360-300MA). Ph9

Ainsi se forme la Pangée, continent unique, qui, depuis le début du secondaire, s’est fragmenté donnant ainsi les plaques actuelles. Ph9

Le massif des Maures se trouve sur la branche Est de la chaîne varisque européenne, branche qui est morcelée et dont des lambeaux sont repris et incorporés dans la chaîne alpine. La mer se trouvait à l’Est. Ph10

Voici en résumé comment se forme une chaîne de montagnes ph11.

-Un océan naît avec son plancher basaltique, des sédiments s’accumulent. Ils constitueront une grande partie des roches de la future chaîne.

-fermeture de cet océan par subduction ; un prisme se constitue avec plis, chevauchements, métamorphisme, volcanisme associé.

-Subduction continentale qui va finir par se bloquer, les roches ayant la même densité ne peuvent s’enfoncer très profondément.

-ce qui aboutit à une collision avec plis chevauchements métamorphisme, reliefs élevés, racine profonde.

-enfin effondrement de la chaîne avec exhumation des roches profondes, rétrométamorphisme, plis et chevauchements volcanisme, érosion, remontée de la racine.

On retrouve toutes ces étapes dans le massif des Maures.

Les témoins de l’océanisation : 550-420 Ma

+++ présence de sédiments marins attestés par la présence de quelques fossiles de Graptolites (animaux pélagiques coloniaux), datés du silurien 420MA , trouvés au Fenouillet et récemment à Porquerolles. Ph12-13.

+++ sédiments métamorphisés mais dont la stratification est encore reconnaissable :

——— fort de Brégançon ph14

Les alternances visibles de schistes riches en paillettes de mica blanc séricite de petite taille- anciennes argiles- et de quartzites – anciens sables siliceux- ont conservé la stratification de la série sédimentaire détritique. Ph15

Cette rythmicité est typique du dépôt de petites avalanches sous-marines de type flysch (turbidites).

Cette série détritique a été soumise à des forces responsables de la schistosité visible parallèle à la stratification et marquée par un feuilletage des schistes, surtout.

En outre, ces roches ont subi plusieurs phases de déformations. On peut voir, associés à des plis, ph16 —— des plans de schistosité réfractés en passant d’une roche compétente, le quartzite, à une roche qui l’est moins, le schiste (séricitoschiste) ph17

De même au microscope, on peut voir plusieurs schistosités, dont une, très remarquable par la position différente des cristaux de chloritoïde. Ph18

La présence de chloritoïde permet de classer ces roches dans le faciès schistes verts, dans la zone à chlorite et grenat.

Elles sont donc descendues vers 10 km de profondeur à des températures avoisinant les 300°C, lors de l’épaississement crustal pendant la subduction continentale.

————–port du Niel (Giens) ph19

Affleurement de phyllades (chloritoschistes et séricitoschistes) présentant une nette foliation avec de nombreuses lentilles de quartz. Ph20

Les plans de stratification encore visibles mais très déformés attestent de l’origine sédimentaire des roches.

Comme à Brégançon ces dépôts caractérisent une sédimentation de type flysch.

Quartz et séricite caractérisent un métamorphisme faible de faciès schistes verts de la zone à chlorite (pas de chloritoïde, ici).

Les fines strates sont plissées, les flancs des plis étirés parallèlement aux plans axiaux des plis : ce sont des plis couchés. Ph21

Cet échantillon de micaschiste montre encore quelques plans de stratification résiduels et des tectoniques superposées qui ont replissé les premiers plis. Ph22.

+++ lithosphère océanique avec croûte basaltique et lambeaux de manteau.

————la Carrade ph23

Dans la carrière de Croix –Valmer, affleurement de péridotite serpentinisée, donc, une roche du manteau supérieur, en lentille (il y en a 21) au sein des gneiss et micaschistes (métasédiments).

Cette péridotite a subi un métamorphisme hydrothermal responsable de la serpentinisation, c’est-à-dire transformation des olivines, des orthopyroxènes (pas de clino) en minéraux hydratés de la famille des serpentines- l’antigorite lamelleux ph24 et le chrysotile fibreux. Ph25. Elle fut utilisée comme pierre ornementale. Ph26

———— le CLA- (complexe leptino-amphibolique)- plage de Sylvabelle et d’Héraclée.

Cortège de roches métamorphiques constitué d’un ensemble rythmique de bancs clairs (leptynites) et de bancs sombres (amphibolites) très altérés à l’intérieur des terres. Ph27. Moins altérés en bord de mer, comme ici à Sylvabelle ph28, la série est très redressée. Ph29

La foliation nette est marquée par la présence de lits clairs et de lits sombres. on peut y trouver par endroits des grenats.

Le CLA alterne avec les micaschistes riches en grenats, également très redressés, dont la foliation est bien soulignée par des lits riches en micas blancs et des lits de quartz, ph30 bien visibles en bordure de la plage d’Héraclée. Ph31.

Des lentilles de roche grenue plus ou moins étirée sont localement présentes dans les lits d’amphibolites. Ph32. Un affleurement de quelques mètres carrés se trouve sur la plage de Sylvabelle ph33. Cette roche grenue est un gabbro. Ph34.

Il est interprété comme le protolithe à l’origine des amphibolites. Des datations donnent un âge de 540MA pour le protolithe et de 330 MA environ pour le métamorphisme qui affecte le CLA.

Il s’agit d’un volcanisme bimodal identique à celui de l’Estérel (rhyolites-basaltes) donc volcanisme de rift continental ou de zone de transition océan-continent.

Des déformations affectent le CLA, pli, ph35 failles, et plis en fourreaux ph36 qui rappellent que ces roches ont subi un métamorphisme de faciès amphibolite.

résumé sur les témoins de l’océanisation : le métamorphisme augmente d’Ouest en Est. ph37-38

Les témoins de la subduction : 420 à 380 MA

Au bout de la plage de Tahiti, ph39 au sein des gneiss de St Tropez ph40 (migmatitiques), affleure une lentille décamétrique de roche sombre, ph41 une amphibolite, mais, qui, à l’observation, renferme des petits grenats rouges auréolés de blanc. Ph42

L’assemblage grenat + omphacite (cpx) caractérise les éclogites, roches métamorphiques formées à haute pression-basse température lors d’une subduction et stable dans le faciès éclogite vers 60 km de profondeur.

Les analyses indiquent que cette roche a la composition chimique d’un basalte mis en place au niveau d’une dorsale océanique. Donc océan vers l’ EST.

Feldspath plagio + cpx augite + olivine ————– grenat + omphacite cpx

Basalte éclogite

(à Collobrières, à l’ouest, pareil, il y a des amphibolites, mais basalte plus alcalin = marge continentale de gondwana, océan vers l’est). ph43.

Mais la couronne blanche autour du grenat (plagio et hornblende) est le témoin d’une réaction chimique incomplète entre le grenat et l’omphacite. Ph44

Cette couronne blanche s’est formée à des conditions de T et Pression plus faibles correspondant au faciès amphibolite. Ph45

Cette réaction a eu lieu lors de l’exhumation, c’est-à-dire la remontée de la roche vers la surface. C’est une réaction de rétrométamorphisme.

Grenat + omphacite + eau ———- plagio(albite) + hornblende (amphibole)

Le chemin suivi par ce basalte depuis son émission peut être tracé sur le schéma pression-température. Ph45.

Résumé sur la croûte océanique : métamorphisme qui augmente vers l’Est, subduction vers l’Est.-ph46.

Les marqueurs de la collision : 350- 320 MA

Ce sont les plis, les failles, les chevauchements vers l’Est, la subduction continentale accompagnée d’un métamorphisme MP-MT jusqu’à un début de fusion partielle ; des déformations ductiles avec des plis d’écoulement ou en fourreaux, qui matérialisent le raccourcissement, l’épaississement de la chaîne. Ph47

———–Difficiles à voir sur le terrain, d’autant qu’on ne voit que le résultat final avec la dernière étape- l’exhumation (le retour des roches en surface), ces chevauchements se repèrent mieux sur cartes, grâce aux travaux de géologues chevronnés. Ph48

La carte montre que les chevauchements ont rejoué en faille normale lors de la dernière étape.

Voici une coupe NE-SW. Ph49

————-Ce qui se voit bien mieux sur le terrain, ce sont les cristaux néoformés qui accompagnent le métamorphisme MP-MT.

—–Sur les plages St Clair et Rayol-Canadel, les micaschistes, en plus des quartz et des micas blancs, ont leur foliation déformée par la présence de cristaux de grenats, disthène, staurotide, biotite, andalousite et sillimanite vue sur lame mince seulement. Ph50 à 56

Ce qui place les micaschistes de la plage st clair dans le faciès amphibolite de la zone biotite-disthène et ceux de la plage Rayol-Canadel, dans le même faciès mais de la zone biotite-muscovite-sillimanite.

—–les gneiss de Bormes, datés de 320 MA, sont des gneiss oeillés. Ph57

Le protolithe était un granite porphyroïde : c’est donc un orthogneiss.

Ce devait être le socle sur lequel se sont déposés les sédiments aujourd’hui métamorphisés.

La foliation de ce gneiss est plissée, ce qui montre qu’il a subi des contraintes tectoniques lors de la subduction continentale.

—–le gneiss de Pampelonne, gneiss oeillé, lui aussi, donc orthogneiss, ph58 a subi un début de fusion. Du matériel blanc (quartz et feldspath orthose) s’est rassemblé, les minéraux noirs plus réfractaires (micas) restés sur place, forment de petites accumulations. Ce n’est plus tout à fait un gneiss, mais déjà une migmatite.

On est là dans le faciès des granulites. Ph59.

Résumé sur les marqueurs de la collision. ph 60.

————–les déformations ductiles.

Sur les plages de St Clair et du Rayol, micaschistes et gneiss ont une stratification complètement effacée par une foliation qui présente elle-même des déformations ductiles : plis, microplis, ph61 plis d’écoulement. Celui-ci, remarquable, à sa partie gneissique en relief car plus résistante à l’érosion que sa partie micaschisteuse. Ph62

Les plis en fourreaux sont des plis d’écoulement à axes courbes. Ph63-64 Le plan axial de ces plis est horizontal, les flancs présentent une linéation d’étirement qui indique la direction du mouvement. Ph65

L’empilement des plis est responsable de l’épaississement. Ph66

Les plis d’écoulement affectent aussi les migmatites. Ph67

L’Exhumation et désépaississement de la chaîne : 330- 290 MA

Se traduit par :

—————-l’effondrement de la chaîne vers l’Ouest avec rejeu en faille normales des chevauchements. Ph68-69.

—————-la formation de FD (failles décrochantes) dextres.

Par exemple la FD de Grimaud au pied du col de collebasse. Ph70-71-72.

On ne voit pas de miroir de faille mais un vallon correspondant à une zone érodée jalonnée par des mylonites – roches broyées.

Ces FD sont associées aux bassins carbonifères de plan de la tour et Boson dans le Tanneron. Ph68

—————–des cisaillements.

Par exemple au col du Canadel, les cristaux de staurotide qui avaient englobé des grenats au cours de leur croissance pendant la collision ph73, sont étirés et cassés lors de l’exhumation, du désépaississement de la chaîne. Ph74

—————–des injections mantelliques chauffent la croûte continentale inférieure dont la densité décroît. Elle remonte donc et un métamorphisme BP-HT va donner des migmatites et des granites d’anatexie qui forment des plutons migrant vers le haut à la faveur des failles décrochantes. Ph75.

+la carrière de Reverdit nous montre des migmatites affleurant à gauche et sous les cumulats. Ph76-77.

Elles proviennent de la fusion partielle de gneiss de la croûte continentale, ph78 donc d’orthogneiss. Elles ont un âge de 304 à 305 MA.

Au milieu affleure la tonalite ph79 exploitée pour des enrochements.

C’est une roche grenue composée de quartz, felds plagioclases, biotite, hornblende, donc diorite quartzique. Ph80.

80-tonalite

Elle constitue un pluton qui s’est insinué dans les migmatites à la faveur de la faille décrochante de Grimaud.

Elle provient du refroidissement d’un magma formé par fusion partielle du manteau supérieur enrichi en eau et contaminé par la croûte continentale lors de sa mise ne place il y a 301 MA.

A droite, le granite de Plan de la Tour ph81 à quartz, orthose – ici mâcle de Carlsbad- micas blancs et noirs. Ph82

Ce granite provient de la fusion partielle de la croûte continentale. Il forme un très grand pluton aligné sur la faille de Grimaud.

Mis en place vers 301 Ma (à 304) , il est postérieur à la tonalite qu’il recoupe. (filons)

On est dans le faciès amphibolite- solidus franchi. Ph83.

+Le dernier pluton à s’être mis en place vers 299-300 Ma est celui de Camarat. Ph84.

Il est intrusif dans les gneiss migmatitiques de St tropez datés de 301- 302 MA, qui sont des gneiss oeillés ayant subi une fusion partielle. Ph85-86.

————-Voici une coupe qui replace les Maures dans le prisme d’accrétion de cette partie de la chaîne varisque. Ph87.

Fin carbonifère, la chaîne des Maures –varisque- est achevée et soumise à une érosion active.

On voit ici le permien reposer directement sur la chaîne arasée. Ph88.

Cette érosion active sur plusieurs kms d’épaisseur, associée au désépaississement font qu’on voit, non pas comme dans les Alpes des structures superficielles, mais des structures profondes. Ph89.

89-ce qu’on voit

Le Massif de la Sainte Baume

le massif de la Sainte Baume

3 journées sur le terrain auront été nécessaires pour connaître les grandes lignes de la géologie du massif.

Le massif de la Sainte Baume est constitué de 3 unités structurales :

– Unité autochtone

-Unité allochtone (nappe du Beausset et de Roqueforcade).

– Unité parautochtone ph1 carte2

1- Unité autochtone :

——anticlinal de la Lare d’axe N40, grande masse de jurassique sup et crétacé inf.

——synclinal du Plan d’Aups, crétacé sup, en grande partie santonien. Il repose en discordance

sur le valanginien (crétacé inf) de la Lare. ph3 On se trouve à la limite du bombement provençal émergé, ici,

depuis le crétacé inf et du bassin sud Provençal ph4. Témoins de cette émersion : les poches de bauxite sur la

route de Nans les Pins ou les oxydes de fer, seul reliquat de ces bauxites sur le massif de la Lare ph5-6. Au sud

de la Lare, sous le santonien, on a tout le crétacé inf sur une épaisseur de 400m environ, renversé mais bien

présent. ph7

Le santonien du synclinal du Plan d’Aups, présente un faciès de plateforme carbonatée :

Rudistes abondants : Vaccinites, Radiolites, entiers ou en débris, avec des valves supérieures (droites) bien visibles, hippurites isolées ou en bouquets, en position de vie ou non, nérinées (gastéropodes), huîtres, chaettetidés (éponges), nombreuses milioles (foraminifères) dont Lacazina compressa qui date les sédiments du santonien. ph 8 à 19

Plusieurs fois, cette plateforme carbonatée, à la vie exubérante, est recouverte de détritique (grès), les stratifications obliques montrent des variations de courant ; le sable s’étalant sur la plateforme tue tous les organismes vivants. Ph20

Vers la ferme de la Brasque, le santonien terminal laisse place à 3 niveaux appelés écozone du Plan d’Aups.

Premier niveau : calcaires sombres, argileux, riches en matière organique, les fossiles nombreux sont des lamellibranches, des gastéropodes d’eau douce à saumâtre. On y trouve également des oogones de Charas. ph21 à 23

Deuxième niveau : entre les calcaires, des marnes noires à lignite qui fut exploité au siècle dernier. Le col de la machine, un peu plus haut rappelle le treuil qui remontait les wagons chargés ; ceux-ci descendaient vers Gémenos par une voie bien pentue. ph24-25

Troisième niveau : un bioherme à lumachelle d’ostrea acutirostris (galloprovincialis) en position de vie, dôme formé par l’accumulation de larves d’huîtres sur un fond marneux. L’étang de Thau actuel est une image très ressemblante de ce qui existait à la fin du santonien. Ph26-27

Au-dessus du col du Marseillais, les couches du flanc sud du synclinal du Plan d’Aups sont renversées. Ph28

C’est un synclinal asymétrique avec un flanc nord qui pend un peu vers le sud et un flanc sud renversé.

Dans le vallon de St Pons, au-dessus de Gémenos, le synclinal du Plan d’Aups a son axe verticalisé.

A gauche (Nord) le flanc normal ; au milieu, le cœur du synclinal est constitué de valdofuvélien lacuste et ligniteux, à droite (sud) le flanc inverse est renversé.

En résumé, à la fin du valanginien il y a émersion (bombement provençal), un sol va donc se développer sous climat tropical, Ce qui reste de cet épisode est la bauxite.

La mer revient au coniacien-santonien, plateforme carbonatée, peu profonde avec tendance à l’émersion, le continent proche amène du détritique épisodiquement.

Puis le milieu devient franchement continental, avec les sédiments de l’écozone, avant que le plissement ne commence.

2- Unité allochtone :

On peut la voir aisément en 3 lieux privilégiés :

-au-dessus du poljé de Cuges-les-Pins dans le bassin du Beausset.

-dans le ravin de St Pons au dessus de Gémenos.

-dans le synclinal du Plan d’Aups.

a- dans le ravin de St Pons :

La nappe chevauche l’autochtone. Depuis le col de Bertagne, on la voit à droite du chemin de la Glacière (au Nord) avec sa « couche savon », argiles bariolées du keuper, à gypse anciennement exploité. L’hettangien à fines lamines est au-dessus, puis le bajocien-bathonien, marnes et marnocalcaires à zoophycos et enfin le kimméridgien, calcaires gris et fins qui forme la barre St Vincent. Ph 29 à 33

Un fragment de miroir de faille dans les calcaires gargasiens autochtones, sous le pic de Bertagne, indique le sens du chevauchement de la nappe (du SE vers le NW). Ph34-35

Une faille oligocène l’affaisse vers le bassin d’Aubagne-Marseille. Ph36

b- dans le synclinal du Plan d’Aups :

La nappe chevauche le santonien du synclinal. Constituée, elle aussi, jusqu’à la tour de Cauvin de jurassique inférieur à supérieur : c’est la nappe de Roqueforcade (=du Beausset) avec ses dents qui se détachent bien dans le ciel de Provence. ph37 à39

Au pied Sud du pic des Corbeaux, la brèche datée du bégudien a joué le rôle de « couche savon » et permis le déplacement de la nappe vers le Nord. Ph40-41

Cette brèche est le produit de l’érosion du relief de la Ste Baume 1 érigé dès le fuvélien. Ph42 Cette partie de la nappe, après être passée au-dessus de la haute chaîne a pu progresser sur cette semelle bréchique.

La brèche, avec le jurassique de la nappe, est visible également dans la descente vers St Zacharie près de la ferme grande Bastide. Ph43

c- au- dessus du poljé de Cuges-les-Pins :

Du vallon de la Madeleine aux ruines de Siblette, le chemin traverse la nappe qui pente vers le Sud. D’abord le bajocien-bathonien, calcaires massifs clairs puis marnes et marnocalcaires à zoophycos, puis les autres étages jusqu’à l’hettangien et ce qui reste de la « couche savon » : le rhétien, marnes verdâtres très schistosées. Ph44-45-46

Peu après les ruines, le chevauchement est visible sur les couches renversées (jurassique sup dolomitique) du synclinal du Plan d’Aups. Ph 47-48

Caractéristiques sédimentaires de la nappe :

Au-dessus du santonien du Plan d’Aups, en discordance, repose l’hettangien à faciès très littoral voire émergé parfois. Lamines et fentes de retraits sont fréquentes. Ph49

Des calcaires à coraux (polypiers isolés) indiquent un léger approfondissement. Ph50

Les marnes et marnocalcaires du bajocien-bathonien font suite : des zoophycos, ph51 traces fossilisées en coup de balai, galeries creusées par un limnivore (ver ?) au cours de sa recherche de nourriture dans une boue calcaire mal aérée ; les zoophycos témoignent d’une sédimentation saccadée, irrégulière dans un bassin assez profond. Des ammonites, des terriers sont assez abondants. Ph52-53 Enfin, le kimméridgien aux calcaires gris et fins, se terminant par un faciès détritique indique une profondeur moindre.

Les roches de cette nappe indiquent un milieu en voie d’approfondissement, puis de remplissage ; elle provient de l’ancien bassin sud Provençal.

3- Unité parautochtone :

Il s’agit des roches du flanc inverse du synclinal du Plan d’Aups.

On peut y distinguer : – la série renversée, écaillée, légèrement déplacée

-la série renversée et déplacée.

a- la série renversée, écaillée, légèrement déplacée.

Sur le flanc sud de la Sainte Baume, à partir des ruines de Siblette et en allant vers le jas de Miceau, le chemin passe sur plusieurs surfaces polies, recouvertes de brèches, sur des plans de schistosité de fracture ou sur des morceaux de miroir de faille portant des escaliers de calcite, le tout affectant la série renversée du synclinal du Plan d’Aups. Ph54 à 57

En fait, ce sont des écailles de terrain urgonien (barrémien) reconnaissable à ses fossiles, ses lapiaz, fentes de dissolution et dollnes, légèrement poussées vers le nord et présentant des surfaces tronquées à des altitudes différentes. Ph58 à 62.

La plus belle troncature se trouve entre le jas de Sylvain et le jas de Miceau ; des cannelures, la brèche de faille, les escaliers de calcite, indiquent le sens de déplacement de ces petites écailles (vers le nord). Ph63 à66.

La coupe simplifiée -ph67- nous a été aimablement donnée par le responsable de l’association presqu’île de Giens. Elle montre bien ce flanc sud renversé et écaillé du synclinal du Plan d’Aups.

b- La série renversée et déplacée.

C’est la haute chaîne : Une écaille plus importante du flanc renversé du synclinal du Plan d’Aups a été poussée bien plus en avant vers le nord par le chevauchement de la nappe de Roqueforcade. Les couches de tout le synclinal ont été tronquées en une discordance superbe et impressionnante. Les couches gargasiennes sont très plissotées, schistosées sous la troncature et le pic de Bertagne (haute chaîne) repose sur le cœur du synclinal. Ph68 à70

remarque : il en est de même du Candelon, près de Brignoles. –ph42.

Voici 2 vues pour terminer ph71-72, la coupe classique de JP .Caron, C.Tempier et G.Gieu 1968 ph73 et une animation qui essaie de synthétiser les grandes lignes de l’histoire du massif. anim74.

La Sainte Victoire

Géologie du massif de la Ste Victoire

3 sorties nous ont permis d’appréhender la géologie du massif de la Ste Victoire. Les travaux de S.Leleu (thèse 2005) et de N.Espurt (cerege-2011) nous ont bien aidés.

La Ste Victoire a une largeur de 5 km et une longueur de 18km (ph-carte géologique simplifiée) ; elle culmine à 1011m d’altitude. Sa terminaison périclinale est bien visible vers Pourrières (ph1). Une surface d’érosion antémiocène lui donne une altitude à peu près constante d’Est en Ouest (ph2). Des vestiges de miocène ont été trouvés dans les paléosols (terra rossa) du Baou des Vespres ( Cl.Rousset-thèse 1968).

A l’Ouest, le massif apparaît tronqué, les terrains jurassiques sont abaissés et la surface d’érosion a conservé son miocène discordant (ph3, 4, 5).                                                                    La faille d’Aix est responsable de cet abaissement brutal.

La partie Est : entre Pourrières et St Ser.

La montagne chevauche vers le nord le bassin de Rians (jurassique sur hauterivien, au grand Sambuc)-(ph6).  Les couches plongent fortement vers le sud (ph7).

Sous la falaise jurassique et crétacé inférieur affleure le crétacé supérieur lacustre. La lame peu épaisse de Fuvélien fortement redressée pend vers le sud (ph8). Plus bas, le Bégudien présente dans une plaine d’inondation des chenaux dont les bases indiquent le redressement (ph9). Le grès grossier est composé à 90% de quartz, muscovite, zircon, apatite (ph10). Ces cours d’eau venaient d’un massif cristallin plus à l’est (Maures, Sardaigne avant dérive).

Près de la route affleure le Rognacien inférieur argileux puis le calcaire de Rognac (ph11). Font suite les argilites rouges du Rognacien supérieur et le poudingue de la Galante à quartz, phtanites, gneiss, basaltes, cipolins, minéraux lourds. Le cours d’eau qui a amené ces galets venait lui aussi d’un massif cristallin situé plus à l’est.

Au dessus, la barre blanche est le calcaire de Vitrolles (Danien), premier étage du tertiaire dont la série continue jusqu’au Lutétien constitue le plateau du Cengle. Les faciès sont toujours lacustres, il y a toutefois réduction de l’étendue lacustre depuis le Fuvélien jusqu’au Lutétien. La barre du Cengle ( yprésien, ou calcaire de St Marc) Est bien marquée dans le paysage (ph12).

La partie centrale : de St Ser au Baou des Vespres.

Si le poudingue de la Galante est à peu près horizontal au sud du Cengle (ph13), il est fortement redressé, son épaisseur réduite du côté nord.

Le calcaire Vitrollien (Danien) subit une variation latérale de faciès au pied de la Ste Victoire et passe à des grès et des brèches polygéniques correspondant à des cônes alluviaux déposés dans une plaine d’inondation pendant la surrection de la montagne (ph14). Il est lui aussi redressé et renversé dans sa partie bréchique (ph15, 16).

Le responsable en est le chevauchement vers le sud de cette partie de la Ste Victoire qui est donc différente de la partie Est. Le crétacé supérieur de la Torque chevauche vers le sud et renverse les couches du Rognacien et du Danien. Il est lui-même chevauché par la haute chaîne (ph17,18). Ce crétacé supérieur de la Torque est constitué d’une brèche rognacienne qui montre que cette partie de la montagne a commencé à s’élever et donc à s’éroder avant la partie Est.

Le secteur des 2 aiguilles : près de la maison de Ste Victoire.

Les brèches visibles correspondant à des cônes alluviaux mettent en évidence la grande accumulation de produits résultant de l’érosion de la montagne en cours de surrection (ph19).

Les premiers mouvements dans cette partie de la chaîne datent du Bégudien (Campanien), les derniers du Danien.la surrection s’est effectuée sur une durée d’environ 20 MA et s’est terminée avec la fin du chevauchement vers 40 MA (Bartonien). La disposition en éventail syntectonique des brèches et argilites daniennes montre que leur dépôt s’est fait pendant la surrection et le chevauchement du massif. Le chevauchement vers le sud redresse les couches les plus anciennes au fur et à mesure de sa progression (ph20).

Les photos 21,22,23 montrent le chevauchement du massif sur l’éventail de brèches daniennes.

Outre ce chevauchement (supérieur), il y en a un autre (inférieur) au niveau des argilites du Montien (Sélandien) qui sont chevauchées par les argilites (plaine d’inondation) du Danien qui présentent une schistosité et des crochons bien visibles (ph24). Les blocs qui sont posés au sommet de l’éventail de brèches (ph22) sont des blocs tombés au quaternaire. Il en est de même pour les conglomérats de l’oppidum d’Untinos (ph25) qui reposent en discordance sur les couches verticalisées du Danien. Ces observations montrent le recul de la falaise par érosion régressive depuis 2MA.

Autres indices du chevauchement :

Les couches verticalisées (ph26) du Danien, du Rognacien (chenal redressé ph27) et du poudingue de la Galante qui présente une surface aplanie portant encore, par endroits, des enduits de calcite en escaliers descendants vers le sud (ph28). C’est le reliquat d’un miroir de faille indiquant qu’une masse s’est déplacée au dessus du poudingue de la Galante (chevauchement).

La partie Ouest :

-secteur de Roquehautes.

Près du parking de l’Aurigon, la brèche danienne à matrice argileuse orangée alterne avec les argilites. Les bancs montrent une variation de pendage. Presque horizontaux vers le sud (ph29), avec des chenaux, ils ont un pendage de plus en plus verticalisé et même un peu renversé vers le nord (ph30). C’est encore une disposition en éventail syntectonique. Le pendage des couches a été accentué pendant le chevauchement des brèches daniennes, elles aussi.

Ces brèches daniennes provoquent dans les alternances de brèches et argilites redressées, une schistosité de fracture bien visible dans les argilites (ph31): conséquence du chevauchement des Harmelins (ph32, 33).

La montée vers le refuge Cezanne offre un beau panorama sur la Ste Victoire. Le chemin traverse des argilites (ph34) puis des calcaires sombres (ph35) qui les recouvrent, d’âge rognacien, le tout fortement penté vers le sud. Dans la descente vers Roquehautes le chemin traverse des calcaires sombres (ph36) à gastéropodes lacustres du Rognacien (ph37), des niveaux marneux à forte teneur en matière organique, fortement pentés vers le nord et des calcaires blancs lacustres du Rognacien (ph38). Le chemin a donc traversé l’anticlinal des Harmelins.

Dans le virage qui suit, l’extrémité de la crête du marbre constituée de brèches bégudiennes (plus âgée), vient chevaucher l’anticlinal des Harmelins (ph38, 39). En allant 4 vers Bimont, on peut compléter les observations :

— les oeufs de dinosaures dans le Rognacien (40, 41)

–les cônes alluviaux superposés du Rognacien (ph42) et la surface d’érosion anté danienne sous Baou Roux témoins de l’érosion de la chaîne au cours de sa formation.

–une vue globale incluant la faille oligocène qui abaisse dans le Rognacien les brèches daniennes (ph43).

-secteur Tholonet-Zola

Au nord du village, la colline est constituée de brèches daniennes dont les bancs sont pentés vers le sud, du côté Est (ph44). En regardant vers l’ouest, vers la petite mer, les pendages sont inversés et les brèches daniennes sont chevauchées par l’ensemble des 3 brèches (bégudiennes, rognaciennes, daniennes-ph45, 46).

Une incursion entre le Tholonet et le barrage Zola nous permet de voir, outre les faciès à microcodium des argilites du Danien (ph47) et ceux du miocène marin, la surface d’érosion anté miocène (ph48,49) abaissée par rapport à la Ste Victoire par les failles normales oligocènes du cortège de la faille d’Aix (NNE/SSW) et une faille bien visible grâce à son miroir préservé (ph50)