Richesses géologiques de Provence: la montagne de Lure.

Texte de ma conférence.                                                                                                                          Plan : Après avoir situé la montagne de Lure (au sens large), je retrace son histoire géologique à partir des roches qui affleurent. J’évoque ensuite un aspect de sa morphologie qui la rend unique : son relief karstique.je termine enfin par son évolution actuelle.

La montagne de Lure culmine à 1748m -ph1. Elle appartient au bloc Provence qui est limité à l’Ouest par la faille de Nîmes, au Nord par la crête Ventoux-Lure et à l’Est par la FMD. Ce bloc tourne dans le sens des aiguilles d’une montre provoquant de nombreux et puissants séismes : FNîmes-Courthezon 1769 magnitude 6 à 6,9 ;  FMD 1909 Lambesc- 2012 Volx –ph1a-2-3.

Histoire :

Au début du  trias, il y a 250Ma, la région était immergée avec 2 grandes fosses de 11km de prof près de Salon et près d’Orange, 5000m sous Lure, alors qu’à l’Est de la FMD la profondeur était bien moindre (1000 à 2000m) –ph4-5.

Il faudra toute l’ère secondaire et une bonne partie du tertiaire pour remplir cet espace.  Les roches les plus anciennes qui affleurent datent du crétacé moyen (barrémien_130MA). A cette époque une grande PFC borde la fosse vocontienne, dépendance de l’océan alpin (jura, ardèche, ventoux-lure, plateaux de vaucluse) –ph6-7.  La mer est chaude, peu profonde. Les fossiles : coraux et rudistes vivent dans le même milieu. Les rudistes vont disparaître vers la fin du crétacé, les coraux sont très menacés aujourd’hui –ph8. Les paysages devaient ressembler aux Bahamas avec des eaux laiteuses riches en plancton dont les squelettes calcaires forment les roches si blanches de Lure et du Ventoux –ph9-10.

Les terrains suivants- aptien 125MA-bédouliens- sont surtout représentés par des roches calcaires compactes qui forment de belles falaises, comme la falaise de la Madeleine à Lioux, par exemple, haute de 80 m et longue de 7km, elle borde le ½ fossé de Lioux à remplissage  tertiaire. Elle est activement exploitée par Perasso entre Mallefougasse et Chateauneuf Val St Donat –ph11-12—12a.

A l’albien et au cénomanien- 110 à 94MA, les dépôts sont sablo-argileux puis calcaréo-gréseux. Ils constituaient des dunes sous-marines sur le plateau continental ; donc milieu un peu plus profond.

Cette zone est aujourd’hui le pays des ocres entre Apt, Rustrel et Viens. On est sur le bombement Provençal constitué, à l’albo-cénomanien, d’un chapelet de terres émergées –ph13.                                                                                                                                                                           Les ocres se sont formées en 3 phases : -ph14collet de Flaqueirol.

1-     Transport par le vent des sables siliceux venant du massif central et dépôt dans la mer alpine sur le plateau continental à une profondeur maximale de 200m . les voiles bactériens transformèrent alors les éléments biodétritiques  calcaires – test de foraminifères, fèces, restes de cadavres…) en argile néoformée-la glauconie, de couleur verte.

2-    émersion du bombement Provençal sous climat tropical avec forêt importante et sols très épais.

3-    Altération de ces sols.

Voici les grès verts glauconieux : on reconnait des grains de quartz, de glauconie, du mica et le ciment calcitique –ph15

Premier stade d’altération : les ciments calcaires et les organismes calcaires des  grès sont dissous puis, alignement de grains ferrugineux qui donnent une  couronne marron à la périphérie des grains de glauconie –ph16.

Deuxième stade : un plasma beige à marron argilo-ferrugineux a envahi les ciments qui disparaissent ; les plages noires (de fer) s’insèrent dans la  glauconie par des « golfes de corrosion » –ph17-18.

glauconie     +     eau   ——————-goethite   +   kaolinite   +    solubles

et, en fait,   kaolinite  +  goethite  constituent les  ocres dont la couleur varie avec le pourcentage de goethite par rapport à la kaolinite.                                                                           Plus  bas, la goethite est elle aussi solubilisée, il ne reste que la silice des grains de quartz.

Le fer transporté peut cristalliser plus bas et donner des grès ferrugineux.

Au dessus, il y a une dynamique pédologique : la cuirasse ferrugineuse  contient 50% de quartz et 50% de fer. Les quartz sont désilicifiés et remplacés par la goethite in situ.

Le fossé de Quinson-Montmeyan (04-83).

Le village de Quinson, situé sur le cours du Verdon, se trouve au centre d’un fossé étroit (2km maximum), long d’une douzaine de km jusqu’à Montmeyan. ph1.

Ce fossé, limité par des falaises hautes de 150m environ (failles), est un graben.                    Un barrage implanté en amont de la faille orientale, pour compléter l’équipement hydraulique  du Verdon, bâti de 1972 à 1974, a une hauteur de 44m et une longueur de 122m, avec une culée en rive gauche (pour la renforcer). C’est une voûte épaisse (8m à la base, 3m en crête). Il retient 19 millions de m3 d’eau et produit 100Gwh/an d’électricité.   ph2-3-4.

La grotte de Baume Bonne, qui a donné de riches collections paléontologiques exposées dans le musée de préhistoire de Quinson, se trouve juste au-dessus du plan d’eau, en rive droite du Verdon. ph5-6.

L’industrie lithique traduit une évolution progressive depuis le paléolithique inférieur jusqu’au paléolithique moyen, soit une histoire longue de 300 000 ans environ : c’est le plus ancien site occupé en Provence.   ph7.                                                                                              Comme pour les autres fossés nord varois, le soubassement est jurassique supérieur, roche formée dans une mer ouverte au nord. Emergé à partir du milieu du crétacé (bombement provençal), il présente une lacune du crétacé supérieur. On trouve de la bauxite, témoin de cette émersion, un peu plus au sud. Son remplissage tertiaire est continental. Après le dépôt des sables bleutés, le bassin s’effondre, protégeant ainsi de l’érosion les dépôts du       cœur synclinal (sables bleutés). Au-dessus, tout est enlevé par érosion.   ph8-9.

Il n’y avait probablement qu’un seul bassin englobant les fossés varois. Ce bassin unique, constituant ainsi le bassin flexural le plus à l’Ouest avec celui de Montmaur (05).   ph10.

Au mio-pliocène, le bassin flexural actuel (bassin de Valensole) se comble de sédiments. Une partie repose encore sur le jurassique supérieur (côté Est) en une belle discordance.

Une partie de ce bassin de Valensole est, à son tour, incorporée à la chaîne alpine comme on peut le voir à Trévans.  ph11-12.

Au quaternaire, l’enfoncement du Verdon, suite à la crise messinienne, crée les gorges qui font la beauté unique de cette partie de la Provence.

4 arrêts sont nécessaires pour appréhender la structure du fossé.   ph13.

———-arrêt1 : Quinson, faille Est.

On a une vue sur toute la largeur du fossé avec le village de Quinson et la faille Ouest où les calcaires du jurassique supérieur chevauchent un peu la bordure ouest du fossé. Fossé rempli par les sables bleutés, peu visibles avec la végétation et les cultures.   ph14-15-16.

Ici, on se trouve au bord de la faille Est qui est une faille normale (FN). Quelques failles secondaires soulèvent des panneaux de Js comme on peut le voir en bord de route.  ph17.

Ce jurassique supérieur est un calcaire massif, de plateforme carbonatée (bombement provençal) ; de nombreux fossiles sont visibles dont des débris de rudistes, des nérinées. Il présente quelques surfaces structurales avec des bioturbations, mais aussi des joints stylolithiques (joints pression-dissolution formés au moment de la diagénèse).  ph18 à 23.

———arrêt 2 : Quinson, faille Ouest.

La faille normale qui a abaissé, de ce côté, le centre du fossé a rejoué en petit chevauchement et poussé en avant, vers l’Est, une écaille de Js.  ph24-25-26.

Cette écaille a comprimé le crétacé inférieur qui présente de petits crochons au contact du Js.                                                                                                                                                                                   Le front de l’écaille, en rive droite du Verdon, est déformé, plissé ; un pli synforme , au niveau du parking, est bien visible et son flanc ouest est verticalisé. Le restaurant-pizzéria, en bord de route, est construit juste sur le chevauchement de l’écaille  sur le crétacé inférieur.   ph27-28-29.

La vue sur le Verdon, à la sortie du barrage de Quinson est splendide et, du pont, on peut voir l’entrée des basses gorges qui aboutissent au lac d’Esparron et au barrage de Gréoux-les-Bains.  ph30-31.

———–arrêt3 : Montmeyan.

+++En venant de La Verdière par la D30 et dans la descente qui conduit à Montmeyan,  on circule sur le jurassique supérieur massif. Les couches sommitales sont moins épaisses, et disposées en bancs réguliers séparés par des bancs marneux peu épais.  ph32-33.

Un virage prononcé révèle la faille Ouest du fossé de Quinson-Montmeyan qui met en contact, ici, le jurassique supérieur et le crétacé supérieur abaissé, formant une petite écaille poussée en avant sur les sables bleutés, coeur du fossé synclinal. ph34 à 36.

Des stries obliques montrent que cette faille a rejoué en décrochement. ph37.

+++A l’entrée de Montmeyan, on peut avoir une idée plus précise de ce crétacé supérieur-paléocène dont une partie est appelée grès à reptiles car on y a trouvé des fragments de coquilles de dinosaures.  ph38.

On y voit des grès renfermant des micas blancs, des microconglomérats à éléments provenant du massif des Maures, des marno-calcaires présentant des stratifications obliques : c’est une formation continentale fluviatile.   ph 39 à 42.

 

+++Le village de Montmeyan est, quant à lui, bâti sur une bande allongée de jurassique supérieur en plein  milieu du fossé tertiaire. C’est une klippe qui provient du bord ouest du fossé, preuve, s’il en est, du chevauchement de cette bordure

ouest sur le fossé. ph43-44-45.

————–arrêt 4. coeur du fossé  vers St Maime à Quinson. ph46 à 52.

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A Quinson, en prenant le chemin de St Maime (ruine), on peut voir une surface structurale à bioturbations dans les calcaires du crétacé inférieur.

Après avoir traversé le Beau Rivé, petit affluent du Verdon, on monte dans les marnes rouges éocènes à œufs d’oiseaux. On atteint vite une petite barre calcaire présentant des moules externes mal conservés de bithynies, gastéropodes d’eau douce à saumâtre. Au-dessus, la végétation dense et les cultures ne permettent de voir les sables bleutés que dans le bas talus du chemin. Des stratifications obliques sont bien visibles. Le faciès est le même que dans le fossé de Bauduen, les minéraux aussi : quartz abondant, mica blanc, grenat, staurotide, tourmaline. Minéraux provenant du massif des Maures, amenés par des cours d’eau allant vers la mer située au nord à cette époque.

Quelle époque ? L’âge est discuté depuis 50 ans. Pour les uns il serait éocène et pour d’autres qui y ont trouvé des potamides, il serait oligocène. Le fossé synclinal se forme juste après le dépôt des sables bleutés.

On ne voit pas de phase alpine comme à Bauduen, mais il y a un petit chevauchement de la faille ouest qui était une faille normale à l’origine. Ce chevauchement pourrait dater de la phase extensive liguro-piémontaise, c’est-à-dire pendant le rifting oligocène qui a précédé la dérive du bloc corso-sarde.

Le jeu d’un bloc du socle, peu profond, aurait pu réactiver le diapir de Barjols ; la couverture se serait un peu déplacée chevauchant  ainsi la partie ouest du fossé de Quinson. ph8 et 53.

 

Le fossé de Bauduen (83).

Le fossé de Bauduen est le fossé varois situé le plus à l’Est. ph1

Fossé en forme de gouttière, long de 13 km pour une largeur de 1,25 km.  ph2

On ne voit pas, comme dans les autres fossés, s’il est limité par des FN (failles normales).    Il s’effile vers le Sud et disparaît un peu avant la petite commune de Vérignon.

Le soubassement de ce fossé est jurassique au Sud et jurassique avec un peu de crétacé inférieur au nord (Ouest de Bauduen). Roches qui se sont formées dans une mer ouverte vers le Nord. Emergé à partir du milieu du crétacé (bombement provençal), il présente donc une lacune du crétacé supérieur (on trouve un peu plus au Sud de la bauxite, témoin de cette émersion).                                                                                                                                             Son remplissage tertiaire est continental. Puis, le bassin, après le dépôt des sables bleutés, s’effondre (mais on ne voit pas de FN) ou s’affaisse, formant une gouttière synclinale (les FN ne sont pas obligatoires)  qui va protéger le remplissage  tertiaire.                                        Au-dessus, tout est enlevé par érosion. Il n’y avait probablement qu’un seul bassin englobant les fossés varois. Ce bassin unique, constituant ainsi le bassin flexural le plus à l’Ouest avec celui de Montmaur (05).  ph3.

Il n’y a pas de dépôts miocènes  ici hormis un peu de miocène continental du côté d’Aiguines. La région est hors d’eau et subit une karstification intense.

Fin miocène, chevauchement des Alpes sur le flanc Est du bassin de Bauduen. (le bassin flexural est incorporé à la chaîne alpine).

Au mio-pliocène, le bassin flexural actuel (bassin de Valensole) se comble de sédiments. Il empiète un peu sur le bassin de Bauduen en une belle discordance.  ph4

Une partie de ce bassin de Valensole est, à son tour, incorporée à la chaîne alpine comme on peut le voir à Trévans.  ph5

Au quaternaire, il n’y a que quelques terrasses alluviales et le ravinement dû à l’enfoncement du Verdon suite à la crise messinienne (surcreusement des gorges).

Les arrêts : ils permettent d’étayer ce qui est dit en introduction.   Ph5a

1——- pont de Ste Croix :

Le barrage  construit de 1970 à 1974 est un barrage voûte qui contient 767 millions de m3 d’eau et produit 142Gwh/an. Son lac de 11km de long a noyé le tout petit village de Fontaine l’évêque  et celui de  Les Salles sur verdon qui a été reconstruit au-dessus du niveau du plan d’eau. ph6

La résurgence de Fontaine l’évêque a été aussi noyée. Elle a un débit de  2 à 6 m3/s  et de 13 m3/s en crue.  ph7 Son eau vient des  pertes du Verdon, de  l’Artuby et du  Jabron  ainsi que du karst du plateau de Canjuers.

2—– jurassique supérieur :

Calcaires massifs blancs 3 à 500m d’épaisseur. Cassure blanche.  Faciès de plateforme carbonatée  à polypiers, oursins, algues….ils sont surmontés par des strates moins épaisses. Le tout pend vers l’Est.  ph 8-9.

3——-valensole1 : mio-pliocène.  Bassin flexural actuel en voie d’incorporation à la chaîne alpine à Trevans, par exemple.

Ici, non plissé et en discordance sur une surface d’érosion affectant le jurassique supérieur et le crétacé inférieur. ph 10. On y voit surtout des  marnes ocres, jaunes, rouges en couches métriques et des poudingues (chenaux).  ph 11

4——– crétacé inférieur : marno-calcaires jaunâtres (valanginien et hauterivien non séparés). Riches en fossiles.  ils ont le même pendage que le jurassique supérieur. ph12-13.

La vue sur Bauduen est exceptionnelle :

—– On y voit le chevauchement de roche Tramas et roche Téolière sur le bassin de Bauduen : ph14.

Un éboulis de pente cache le contact, mais on voit bien le jurassique qui repose sur les sables bleutés tertiaires, et ce, sur tout le flanc Est du bassin de Bauduen.

Les sables bleutés étant le cœur du synclinal, tout le flanc Est se trouve chevauché par le jurassique. Chevauchement alpin qui date de fin miocène (il y a des dépôts continentaux miocène vers Aiguines- voir dernier arrêt).                                                                                                  Le poudingue de Valensole n’est pas affecté. Le chevauchement est donc antérieur.               Il est synchrone des chevauchements des arcs de Castellane et de Digne.

——On y voit également la klippe de la chapelle Notre Dame.  ph15.

Le jurassique supérieur repose par une surface horizontale sur les sables bleutés.                   Il est déconnecté des autres terrains jurassiques.                                                                                     Il se trouve 1 km avant roche Tramas, donc chevauchement sur le bassin d’1 km,  mais le chevauchement total est plus important, il faut rajouter l’amplitude du chevauchement de roche Tramas dont l’ampleur est inconnue (il recouvre au minimum le flanc Est du synclinal de Bauduen).

5———klippe.  ph16-17-18.

Une petite incursion sur la klippe nous permet de voir, près du niveau de l’eau, des ravines qui entament les sables bleutés. Ils se poursuivent sous les eaux du barrage.                           Ils sont riches en quartz, des paillettes de mica blanc brillent.                                                       Au-dessus, des éboulis du jurassique supérieur qui constitue la klippe. (propriétés, campings, végétation abondante interdisent l’accès au jurassique en place).

6——– près de St Barthélémy.

Les couches du crétacé inférieur ont un pendage prononcé vers l’ENE.                                       De nombreux fossiles sont dégagés par l’érosion et jonchent le sol.  ph19-20.                        Au-dessus, les marnes et calcaires rougeâtres, continentaux, (ils renferment des fragments de coquilles d’oiseaux) de la base de l’éocène. Le crétacé supérieur est absent, suite à l’émersion du bombement provençal.  ph21.                                                                                        Puis une fine couche de marnes blanchâtres –ph22- et les calcaires fétides à bithynies bien peu visibles, ici –ph23. Les sables bleutés leur font suite mais on les voit mieux au prochain arrêt.

7———sables bleutés.  ph24-25-26.

Ils affleurent rarement, mais on peut en voir un peu avant d’arriver à Bauduen, avec des argiles et des grès.ils sont micacés, riches en quartz, et à la loupe, on peut voir des minéraux tels que : grenat, staurotide, tourmaline .ils proviennent des Maures, au Sud, amenés par des cours d’eau. La mer était au nord (la Méditerranée n’existait   pas encore).

L’âge est discuté depuis 50 ans. Pour les uns il serait éocène et pour d’autres qui y ont trouvé des potamides, il serait oligocène. Le fossé synclinal se forme juste après le dépôt des sables bleutés.

8———vers le sud st André, puis Darré vers Vérignon.  ph27-28.

Le bassin se resserre, devient très étroit et disparaît.                                                                             Le jurassique chevauche presque totalement les sables bleutés.                                       Pendage vers l’Est du flanc Ouest et flanc Est chevauché, ce qui lui donne un air de monoclinal.

9———– un crochet vers le pont d’Aiguines, au bout du lac de Ste Croix,  permet de voir le miocène moyen à faciès continental. La mer est plus à l’Ouest –ph29- le faciès, ici, est fluviatile et/ou lacustre, les fossiles l’indiquent sans conteste -ph30.

Les couches du miocène moyen pendent vers l’Ouest –ph31.                                                           Le chevauchement alpin est postérieur à ces dépôts. Il date de la fin du miocène.              Des épandages quaternaires reposent en discordance sur ce miocène moyen –ph32.

Le bassin de Valensole (bassin flexural actuel) s’est étendu tout autour de Bauduen et sur la rive gauche du lac de Ste Croix. Il y a laissé des sédiments un peu partout et en discordance,

Au quaternaire, les petits cours d’eau ont creusé dans le fossé de Bauduen leur vallée, suite à l’enfoncement du Verdon, provoqué par la crise messinienne puis les glaciations, ce qui lui donne sa configuration actuelle.

Complément à l’arrêt 6- près de St Barthélémy. –ph 32a à 32f.

Entre les marnes éocènes et les calcaires à bithynies, on peut voir quelques strates de calcaire blanc (sous la pellicule d’altération). C’est un calcaire carié par des microcodiums (voir page microcodium).

Les parties saines et les parties cariées sont bien visibles et les structures des microcodiums sont reconnaissables à la loupe.

Volcans du Velay

Le Velay est l’une des grandes provinces volcaniques françaises.

Les volcans sont alignés selon la direction N135.  Photo1 : carte géologique très simplifiée

—- Sa partie Ouest, entre Allier et Loire, en grande partie sur le horst de Chaspuzac constitue le Devès. Le volcanisme est surtout strombolien avec 150 cônes basaltiques dont le mont Devès point culminant de cette partie ouest. il y a aussi un certain nombre de maars dont le cœur est occupé par un lac (lac du Bouchet, Coucouron), par des cultures (Landos) ou par une narse (la Sauvetat, Issanlas…). ph2 à 5.

Sa marge NE couvre une partie du bassin du Puy.

Volcanisme  de 3MA à 0,8Ma avec  2  paroxysmes   2MA et 1MA.

—– Au centre, le bassin du Puy, bassin d’effondrement paléogène. Il a reçu fin tertiaire et quaternaire, les sédiments de la paléo-Loire et de la paléo-Borne (sables et grès, surtout).

—– Sa partie Est comprend le fossé de l’Emblavès  et ses sucs (volcans phonolitiques), le haut plateau basaltique de St Front , Fay sur Lignon, le Monastier,

Et le pays des Boutières (graben, aussi) dominé par les sucs phonolitiques (Mezenc point culminant du Velay 1752m, Gerbier des Joncs, Gouleïou, Montfol…). ph6 à8.

La photo 9 présente une coupe Est-Ouest du Velay.

Les laves du Velay appartiennent à la série alcaline.

 

4 types d’appareils volcaniques correspondant à 4 dynamismes éruptifs sont représentés dans le Velay.

———-Tout d’abord, le plus abondant, le cône au dynamisme strombolien.

Le magma est fluide, les gaz s’échappent facilement. Les explosions projettent des bombes, des scories, des lapillis qui s’accumulent autour du point de sortie et constituent le cône, relief constitué par accumulation de projections et de coulées. ph10 à 13.

Quand une carrière entaille un cône –ph14, on peut y reconnaître 2 faciès caractéristiques :

Un faciès bas de cône noirâtre, les projections riches en fer sont assez refroidies pour que l’oxydation du fer ne puisse plus se faire.

Un faciès cœur de cône rougeâtre, proche du cratère où les projections dont la température dépasse encore 600°C (point de Curie), sont oxydées, chaque explosion provoquant un appel d’air.

Lorsque le magma est bien dégazé, la lave s’écoule en longues coulées aux orgues élégantes. ph15.

De nombreux cratères sont égueulés ; la lave se déversant dans le sens de la pente a emporté les projections au fur et à mesure de leur dépôt. ph16.

Certains cônes sont très pentus et il peut se produire des glissements sur un flanc du cône ; les conditions météo doivent y jouer un rôle. ph17-18 Mt Briançon.

On peut voir également des filons adventifs traverser un cône strombolien. ph19 volcan de Vourzac.

Certains cratères furent remplis par un lac de lave. L’érosion ayant emporté les projections constituant le cône, la lave  plus résistante reste en relief ; les gerbes d’orgues sont alors  impressionnantes.  Ici le Peylenc-ph20.

Parfois, le cône a disparu par érosion et a dégagé la lave occupant la cheminée, la disposition des orgues nous permet alors de reconstituer le cône disparu. ph21-22-23-Volcan de  Queyrières), ph24-Neck d’Arlempdes.                                                                      Remarque : une coulée dans une vallée affluente de la Loire, très étroite, est venue buter contre le neck –ph25.

La face des prismes étant perpendiculaire au refroidissement on ne voit que les faces des prismes horizontaux lorsque l’érosion a entaillé profondément la cheminée. ph26  Queyrières). Dans tous les cas, outre les orgues,  les coulées ont  aussi des plans de fluidalité. et leur mesure permet de retrouver les directions d’écoulement de la lave. Queyrières, écoulement vertical, vers le haut- ph27, coulée de Chilhac ph28.

Les coulées de plateau n’ont pas d’entablement ; elles ont deux parties : la colonnade et la fausse colonnade. Elles ont coulé sur un sol qui a été recuit et qu’on retrouve parfois sous la coulée, quand l’érosion le permet. –ph29-30.

Les coulées superposées peuvent provenir du même volcan ou de volcans différents.

Le plus souvent les coulées empruntent le chemin suivi par les rivières, gênant provisoirement leur écoulement, provoquant même la formation de barrages. Elles ont alors un entablement dû à la circulation d’eau (pluie) dans la coulée ; la fausse colonnade est souvent enlevée par érosion.-ph31.

Les rivières creusent un nouveau lit épargnant souvent une partie des  coulées qui sont alors en inversion de relief, avant qu’une autre coulée suive à nouveau le lit récemment formé. –ph32 à 34- Rocher de Prades.

Sur le plateau de Fay sur Lignon, ou sur le plateau du Devès, les coulées sont empilées.

Les rivières les entaillent et forment des cascades élégantes. ph35 cascade de la Beaume avec une chute de 27m.

Dans la descente vers Goudet, le long du ravin, on peut voir plusieurs coulées empilées dont une bien visible datée de 2,3MA, reposant sur deux niveaux de projections –ph36- en face, on retrouve l’empilement des coulées et le volcan de Montagnac au cône percé de grottes troglodytiques. Ce volcan a émis une coulée très vitreuse, à cassure conchoïdale qui affleure sur la route un peu plus bas. ph37 à39.

Tout au fond de la vallée de la Loire, dans les terrains migmatitiques, et au-dessus d’une terrasse alluviale, la coulée la plus récente datée de 1MA. ph40-41.

 

——–deuxième type d’appareil volcanique, le dôme, au dynamisme péléen. ph42.

Le magma riche en silice est très visqueux.  Les gaz ont du mal à s’en échapper. Etant à une température élevée, ils ont un pouvoir explosif énorme, faisant sauter le « bouchon » qui entre dans la composition des panaches de cendres et blocs de 10 à 30 km de hauteur et des nuées ardentes (coulées pyroclastiques) qui déferlent sur les flancs à plus de 300 km/h. ph43- nuée de phonolite au col du Pertuis. La nuée contient des éléments fins à grossiers, des blocs de socle et de laves  diverses, ph44.

La lave s’extrait difficilement de la cheminée à coups d’explosions et de nuées et  se dresse dans le ciel obscurci en une masse sans cratère : le dôme.

Ne pouvant pas couler, la lave s’écroule et forme une ceinture d’éboulis au pied du relief. ph45-Gerbier, ph46-Sara-  qui est un filon annulaire de grande taille son encaissant (socle granitique) a été modifié sur plusieurs mètres d’épaisseur, à son contact. Le granite est poreux, corrodé par les gaz riches en CO2 et pH élevé, le quartz devenu pulvérulent, blanchâtre : Il a subi une métasomatose –ph 46a.

Si la lave est très siliceuse, il se forme une véritable aiguille –roche pointue, dent du Mezenc en rhyolite. Les plans de fluidalité attestent de l’ascension de la lave. ph47 à49.

Si la lave l’est un peu moins, il va se former une coulée  courte et épaisse, constituant un dôme coulée.  – ph50 phonolite de l’Alambre. Quelquefois, la lave va s’écouler en une épaisse et courte coulée dans une paléo-vallée –ph51- la Tortue (phonolite). Dans tous les cas, le dôme étant formé par une lave  on va y trouver des orgues avec les faces des prismes rayonnantes. ph52-Gouleïou.

Souvent le dôme est hérissé de pointes qui s’écroulent rapidement, en quelques jours, tel le suc de Monac en trachyte très dur. ph53-54.

Les laves de ces dômes, de la série alcaline, sont différenciées (trachyte, phonolite, rhyolite) ; elles ont subi une cristallisation fractionnée en séjournant dans des chambres magmatiques de moins en moins profondes, donc à des températures  de moins en moins élevées. Les cristaux apparaissent  dans un ordre donné par la suite de Bowen (olivine, pyroxènes, amphiboles, feldspaths plagioclases….). Les liquides s’enrichissent  en éléments dits incompatibles (riches en silice, sodium, potassium) qui vont former micas, feldspaths potassiques (sanidine) et même quartz dans la rhyolite de roche pointue –ph55-56. Ces magmas sont visqueux  et leur richesse en amphibole qui peut retenir de l’eau, leur confère un caractère explosif accru –ph57- trachyte du suc de Monac.

Enfin, entre Arnissac et Recharinges, entre le Meygal et le Lizieux, on peut voir un volcan phonolitique un peu particulier. Après une première éruption, les parois du dôme se solidifient. Une reprise de l’éruption intervient alors, et, sous la poussée du magma et des gaz, les flancs du dôme s’ouvrent, laissant passer des nuées pyroclastiques. Après l’éruption, l’érosion va enlever toute la partie supérieure du dôme.il ne reste aujourd’hui que sa partie basale éventrée avec des panneaux de phonolite bien séparés.-ph58-59.

 

——–troisième type d’appareil volcanique, le maar, au dynamisme              phréatomagmatique.

Lorsque le  magma, quelle que soit sa composition chimique,  rencontre au cours de sa montée une nappe phréatique, l’eau s’échauffe et entre en surpression jusqu’au moment où la vapeur engendrée a une force supérieure au poids des roches sus-jacentes. Alors, une série d’explosions  très violentes  se produit, perçant à l’emporte pièce les terrains qui sont alors projetés à une dizaine de kms de hauteur. Le creux formé appelé maar s’agrandit par effondrement de blocs de socle dans la cheminée -ph60-61. Le maar  est entouré par un croissant surbaissé de roches  brisées provenant du sous bassement, avec un peu de magma sous forme de bombes en chou fleur –ph62. Ces dépôts de déferlantes basales sont lités. ph63 à 66 maar de st Front.

Ce volcan en creux, peut ensuite être occupé par un lac de cratère. ph 67 Issarlès.

Après la formation du maar, l’éruption peut se poursuivre sans intervention de l’eau qui a été vaporisée. Un cône strombolien va alors succéder au maar –ph68 Vourzac ou Mont Burel –ph69 . Les tufs lités sont très riches en éléments du socle –ph70.

Le maar a pu se former à côté d’un cône volcanique comme le lac Martial  à côté d’un petit cône strombolien qui l’a précédé (cas rare) -ph71-72.

Certains  maars ont été recouverts et enfouis par des coulées plus récentes que l’érosion, en inversant les reliefs, a mis à jour – rocher de Prades au bord de l’Allier, ph73.  Les brèches pyroclastiques sont bien visibles sous les  coulées avec  ses éléments de socle, riches en granite à dents de cheval –ph74. Certains maars sont en voie de comblement  – Chaudeyrolles –ph75-75a. Le maar le plus profond est celui de la Sauvetat, avec 90m de profondeur et 1,5km de diamètre –ph76.

 

——–enfin le quatrième type d’appareil volcanique, le volcan surtseyen, au dynamisme hydromagmatique. ph77-78.

On ne le trouve que dans le bassin du Puy en Velay qui est un fossé remblayé dès l’éocène par des sédiments lacustres.  L’activité volcanique a débuté vers 6MA et s’est poursuivie jusqu’à des époques récentes (villafranchien et pléistocène) notamment avec les volcans surtseyens.

On a pu suivre en direct une éruption de ce type en 1963, où au sud de l’Islande, l’île de Surtsey a vu le jour. –ph79-80-81.

Lorsque la lave  atteint le fond de l’océan atlantique, le choc thermique généré par la rencontre entre la lave chauffée à plus de 1000°C et l’eau de mer à moins de 10°C provoque des explosions qui fragmentent  la lave qui s’accumule près de la cheminée.

Des panaches de vapeurs s’élèvent en altitude jusqu’à 6 km puis se chargent en cendres et, au fur et à mesure que le volcan se rapproche de la surface. Des gerbes de lave noire fragmentée  sont de plus en plus abondantes et retombent, se soudent, construisant peu à peu l’appareil sous marin.

Les scories soudées sont très perméables et  se gorgent d’eau chauffée qui permet l’altération très rapide des fragments de lave vitrifiés, en argile jaune, appelée palagonite. La palagonitisation est précoce et commence par l’extérieur des scories. Les carbonates, la silice, les zéolites vont indurer cette palagonite  qui va consolider l’anneau pyroclastique qui se construit autour de la cheminée –ph82. L’anneau palagonitisé devient une roche très dure exploitée  pour la construction.

Des effondrements dans la cheminée  par tassement font que le volcan a un aspect aplati  et les vagues viennent saper les côtes de l’île dont les bords sont abrupts. Lorsque l’eau n’intervient plus, le dynamisme change et devient strombolien –ph81.

Ce qu’on ne voit pas dans le bassin du Puy, car il ne reste que les parties sous lacustre des appareils. Ainsi, le plus complet, le volcan de Cheyrac montre les caractères décrits  précédemment –ph83. On voit bien l’anneau de tufs consolidés les effondrements dans la cheminée et les bords abrupts.

Quand une carrière exploite le volcan, on voit des effondrements de panneaux  de l’anneau dans le cratère, alors que les bords sont normalement inclinés. –St Roch Langeac ph84-85-86. L’érosion a pu emporter le cône, ne  laissant que la cheminée, comme à Polignac-ph87 .Ou même que la partie basse de la cheminée (diatrème) comme on peut le voir dans la ville du Puy en Velay -ph88.

 

Certains volcans surtseyens ont subi une évolution dans le sens beaucoup d’eau, moins d’eau et plus d’eau du tout et donc sont passés d’un dynamisme hydromagmatique à un dynamisme phréatomagmatique, puis  à un dynamisme strombolien.

Ainsi, le marais de Limagne a commencé son histoire par une éruption surtseyenne : une rivière, sur le horst de Chaspuzac, a dû être barrée par une coulée du Devès et former un lac. Les tufs palagonitisés étaient exploités à Beyssac. La carrière est aujourd’hui fermée, mais on peut en voir quelques affleurements (moins beaux) en bord de chemin –ph89-90. Son histoire s’est poursuivie par de formidables explosions qui ont formé le maar visible aujourd’hui, avec son croissant pyroclastique. Enfin des volcans stromboliens se sont construits autour des lèvres du maar (le Vesseyre au sud, le Pouzat, au nord)- ph91à 93.

La Denise a également enregistré les trois phases : dans la carrière, on voit bien la phase surtseyenne avec ses dépôts jaunâtres palagonitisés. Le maar n’est pas visible, mais la phase strombolienne occupe presque toute la carrière. On y voit les faciès cœur et bas de cône, une cheminée d’alimentation (ou gros filon), des effondrements avec failles normales. Ce cône a émis une coulée : la plaine de rome datée de 1,07MA –ph94-95.

Le volcan de St Roch à Langeac est passé du type surtseyen au type strombolien en fin d’éruption –ph96.

Du sommet du Cheyrac, on peut constater que les volcans surtseyens autour du Puy  en Velay ont la même altitude qui correspond à la hauteur du niveau du lac qui existait à cette époque villafranchienne – ph97.

Pourquoi un lac ?

Le volcanisme du Devès (3 à 0,8MA, villafranchien-pléistocène) déborde vers l’Est, au-delà du Puy en Velay –ph1, provoquant ainsi la formation d’un barrage de la paléo-Loire et la naissance  d’un lac en amont.

Au lieu-dit méandre de Farges –ph98, entre la Loire et la route, il y a une séquence fluvio- lacustre de 150m d’épaisseur, datée de 2,5MA à 2MA. Au niveau de la route affleure un poudingue qui montre une reprise d’activité érosive de la paléo-Loire, c’est-à-dire que le barrage n’existe plus. Cependant, au-dessus du poudingue, on voit très bien des sédiments lacustres. Le barrage, donc le lac, s’est reformé vers 2MA. Enfin, une coulée du Devès recouvre le tout –ph99-100.

Genèse des magmas :

Les laves du Devès, de la série alcaline, proviennent directement du manteau par fusion partielle des péridotites.

Des enclaves de péridotites, dans le cœur des bombes basaltiques, nombreuses, ont été arrachées au manteau –ph101, vers 50 ou 60km de profondeur. De plus, le rapport 87Sr/86Sr = 0,7031, signe l’origine mantellique du magma.

(le rapport dans la croûte = 0,710 et dans le manteau = 0,702).

Les laves alcalines du Velay oriental (phonolites, trachytes,rhyolite), se sont formées par cristallisation fractionnée dans des chambres de moins en moins profondes. Le rapport se situe entre 0,7033 et 0,7035, sans grands changements.

Par contre il y a une légère contamination du magma trachytique du suc de Monac par légère fusion de la croûte au contact du magma dans la chambre ; le rapport est 0,705.

Cette cristallisation fractionnée, ainsi que la quantité d’eau présente, permettent de voir coexister en des lieux si proches, ces 4 types de volcans si différents.

 

Le massif des Maures par l’intérieur.

De Pierrefeu à la Garde Freinet par la D14.

Lire auparavant la page massif des Maures.

Cet itinéraire, qui traverse la partie Ouest des Maures (jusqu’à la faille de Grimaud), complète l’itinéraire qui passe par la côte littorale.                                                                                   Il permet de voir des roches qui n’affleurent pas sur le littoral (amphibolite de la Verne, gneiss à calcite de Collobrières, carbonifère de Plan de la Tour…).                                                On y retrouve toutefois les anciens sédiments marins (phyllades, micaschistes), le socle qui les supportait (gneiss de Bormes), la subduction continentale et l’épaississement crustal (métamorphisme, volcanisme avec les amphibolites)-ph1-. Les plis sont toujours aussi difficiles à voir pour nous, mais les coupes réalisées par des géologues chercheurs nous les montrent. Ainsi, on peut comprendre que la répétition des amphibolites autour de Collobrières,  des gneiss de Bormes, et des micaschistes à minéraux est due à la tectonique, aux plis serrés, pratiquement isoclinaux qui affectent le massif pendant la collision-ph2. On peut voir également les anciens chevauchements qui ont rejoué en failles normales lors de l’exhumation (faille de la Garde Freinet). ph3.                                                          De plus, la route est pittoresque,  les paysages sont superbes et le point de vue à 360° au-dessus de la Garde Freinet  est un véritable bonheur pour les yeux.

 Arrêt1 : Pierrefeu.

Pierrefeu domine la plaine de Cuers, permienne et les alluvions du Réal Martin et de ses affluents.

Le village est bâti sur des quartzites et quartzophyllades, roche gris cendré avec Quartz, séricite. Riche en  Microplis, quartz d’exsudation parallèle à la schistosité.                              Ces roches proviennent d’une ancienne série marine de type flysch, présentant donc une alternance de grès et marnes, ce sont d’anciennes turbidites. Les Graptolites du Fenouillet leur donnent un âge de 420Ma- silurien. ph4-5-6.

Une faille effondre le bassin permien ; faille E-W qui traverse le massif.  ph7-8.

—–Le permien est constitué de grès pélitiques rouges qui deviennent grossiers, puis, à partir du pont sur le Réal Collobrier, ils passent à des conglomérats, car la faille sur le bord Sud du bassin permien à Pierrefeu  passe sur le bord Nord du bassin permien à partir du pont -ph9. D’ailleurs aux abords du domaine de la Portanière, la route passe sur la faiile qui sépare les terrains métamorphiques du bassin permien  dans lequel coule le Réal collobrier –ph10.

Une terrasse quaternaire du réal collobrier est visible le long de la route  et le tuilage des galets indique le sens du courant qui les a déposés -ph11.

Faciès schistes verts (SV), zone à chlorite, 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.

Arrêt 2 :  D88 vers le Temple.

On y voit les quartzites du Temple et les phyllades qui contiennent quartz, mica blanc séricite, mica noir biotite, épidote, chloritoïde  bien cristallisé. ph12-13.                             Roche gris de fer, homogène, se débite en dalles de qqs cms.                                                 Ancien sédiment pélitique marin qui alternait avec des sables siliceux, donc ancienne turbidite, là aussi.                                                                                                                                           Faciès SV, zone à chlorite, chloritoïde, grenat. Métamorphisme un peu plus poussé.

Arrêt 3 : Collobrières.

On y rencontre 3 roches : micaschistes, amphibolites, gneiss à  calcite.

——- micaschistes des Berles : gris de fer comme les phyllades et bicolores (blanc argent et gris sombre). Ils sont boursouflés par les minéraux : quartz, micas blancs,

Grenats, tourmaline, chlorite et biotite obliques /schistosité. Ils sont plus métamorphisés. On les voit mieux en prenant sur 1km la petite route de Notre Dame des Anges (D39). ph14.  Dans le village et autour de l’église St Pons,-ph15-16-

Ils contiennent des bancs à :

——-amphibolites verts sombre, aiguilles d’amphibole hornblende, plagioclase séricitisé, mica vert, feldspath albite  donc caractère alcalin. ph17à20.

Orthoamphibolite, c’est un ancien basalte. Le caractère alcalin lui donne une origine continentale (comme les volcans d’Auvergne). Au milieu de sédiments marins, ils devaient être sur le plateau continental qui appartient à la croûte continentale tout comme certains volcans d’Auvergne étaient dans des lacs  (volcans de Limagne, ou volcans surtseyens du Puy en Velay).

Je rappelle que les amphibolites de la plage de Sylvabelle étaient à la limite continent –océan et que les éclogites de la plage Tahiti étaient en milieu océanique.-ph21.

L’amphibolite est utilisée dans le village comme pierre ornementale –ph22.

———gneiss à calcite, gris-verts, veinés de calcite blanche ou rose parallèle à la schistosité qui pend vers l’ouest. ph23 à27.

Tantôt massifs et durs, tantôt avec une schistosité marquée.                                                  Quartz, albite (Fplagio), microcline (FK), micas blanc, biotite verte, épidote, magnétite, tourmaline, hornblende et calcite (dernier minéral qui a cristallisé).

C’est un ancien sédiment marneux plus ou moins riche en calcium  métamorphisé qui reposait sur les basaltes (amphibolites aujourd’hui).                                                                    Faciès amphibolite, zone disthène, staurotide, biotite.

Arrêt 4 : Chartreuse de la Verne.    ph28.

La chartreuse de la Verne fut fondée en 1170. Occupée par des moines chartreux qui devinrent propriétaires de plus de 3000ha, elle prospéra. Les moines furent chassés en 1792, au moment de la révolution. En ruine, elle a été restaurée et elle accueille depuis 1986 des moniales.

Sur la route qui y conduit :   gneiss de Bormes, puis micaschistes à 2 micas, grenat, tourmaline,  puis plus riches en disthène, staurotide, grenat et riches aussi en quartz.-ph29-30-31.                                                                                                                                                       Gneiss de Bormes : alternance de lits clairs et de lits sombres,  Quartz, FK –microcline, Fplagio-oligoclase, grenat, biotite, muscovite, chlorite, cordiérite caractère alumineux (Al et Mg) –ph32-33.

Souvent oeillés —- le protolite était un granite porphyroïde. Donc orthogneiss (socle qui supportait les sédiments).                                                                                                                        Parfois, il y a moins de feldpaths, ils deviennent micaschisteux.

La cordiérite provient de la destruction de la biotite, de la dissolution des feldspaths, et de la fusion du quartz. La biotite est instable à partir de 750°C (diatexites, +40%liquide)  ce  qui peut aboutir à la migmatitisation ; d’ailleurs sur la notice de la carte géologique ils sont appelés gneiss migmatitiques –ph34.                                                                                                            Ils se sont formés lors de la subduction continentale, de l’épaississement crustal.

—–au-dessus de la Chartreuse, amphibolite avec hornblende, andésine, serpentine .

Ancien basalte métamorphisé. Même faciès amphibolite, zone disthène, staurotide, biotite.

Remarque : la roche en fronton et autour de la porte d’entrée de la Chartreuse – péridotite serpentinisée- provient d’une ancienne carrière proche du village de la Môle –ph35.

Arrêt 5 : contact unité de Bormes et unité de la Garde Freinet. –ph36 à39.

2ieme poteau : unité de Bormes avec micaschistes à minéraux (grenat, staurotide, biotite, muscovite),  au-dessus de gneiss micacés voire micaschistes, à biotite et sillimanite (microscopique) donc profondeur et température plus importantes. Le contact chevauchant ayant rejoué en faille normale lors de l’exhumation, a mis en surface ces roches enfouies plus profondément : c’est l’unité de la Garde Freinet décrite par G.Crevola et JP.Pupin (1991). Faciès amphibolite zone à sillimanite.                                                                   La petite butte côtée 226m est constituée d’orthogneiss à sillimanite –ph40.

Arrêt 6 : ancienne carrière. –ph41.

Elle exploitait des micaschistes à sillimantite. On ne voit plus les boursouflures provoquées par les minéraux. La foliation est plus fine.

Arrêt 7 : vers le pont sur la Giscle.(ancienne carrière). –ph42 à44.

Granite de l’Hermitan qui est le cœur de l’anticlinal constitué par l’unité de la Garde Freinet., unité ramenée en surface lors de l’écroulement de la chaîne par le rejeu en faille normale de l’unité de Bormes.                                                                                                               Granite à grains fins de quartz, feldspaths et micas noirs.  Age 330Ma.                                 Faciès amphibolite, solidus franchi.

Arrêt 8 : bassin carbonifère, entre le pont et Grimaud. –ph45 à 47.

On retrouve l’extrémité sud du bassin carbonifère de Plan de la Tour, représentée par des  amphibolites et leptynites et surtout des micaschistes jusqu’aux abords de Grimaud où la faille de Grimaud est bien visible au niveau d’un grand rond-point.

Le bassin carbonifère, affaissé, est en contact avec le granite.

Arrêt 9 : oratoire ND de Miremer. –ph48 à50.

Orthogneiss de la Garde Freinet, non porphyroïde, à grains fins, riche en biotite. Présence de cordiérite.

On y retrouve aussi des micaschistes à sillimanite.

Arrêt 10 : point de vue au-dessus de la Garde Freinet.

Nous voici à nouveau dans les gneiss de Bormes qui dominent le village.

La faille de la Garde Freinet passe juste au niveau du village. La mylonite qui la jalonne et la matérialise est visible dans le grand virage en épingle dans la montée, un peu avant ce point de vue. –ph51-52.

Cette faille a rejoué en FN et a mis à l’affleurement l’unité de la Garde Freinet qui était sous celle de Bormes. –ph53.

On retrouve  l’orthogneiss de Bormes avec quartz, FK microcline, Fplagio oligoclase, grenat, biotite, muscovite, cordiérite ainsi qu’une vue imprenable –ph54-55.

Si on reporte sur les photos 56 et 57 les différents arrêts effectués, on se rend bien compte que la partie ouest des Maures a subi une subduction continentale qui l’a plissée, métamorphisée et a engendré du volcanisme alcalin.