Sédiments particuliers liés aux turbidites sableuses dans le bassin Vocontien

Lorsqu’on consulte  les cartes géologiques concernant le bassin Vocontien, on constate que les terrains marneux de l’aptien et de l’albien sont qualifiés de marnes bleues et les étages gargasien et albien ne sont pas différenciés. Pourquoi ?

Une partie de l’explication, visible sur le terrain, est d’ordre stratigraphique :

——Dans un bassin, les dépôts sont généralement superposés. C’est le cas pour le  bassin Vocontien qui présente une sédimentation continue du callovien (terres noires) jusqu’au turonien. Sédiments caractéristiques d’un bassin et de son talus : série de marnocalcaires plus grossiers dans le talus, plus fins au cœur du bassin. ph 1-2

Cette superposition est parfois perturbée par des avalanches de débris –calcarénites- liées à la progradation de la plateforme carbonatée urgonienne sur le bassin et/ou des slumps comme ici sous la crête du Chalmel où plusieurs zones de slumps marquent les instabilités (séismes) liées à l’ouverture du bassin Vocontien à l’hauterivien. ph 3

——Parfois, au cours de son histoire, suite à de fortes avalanches de débris, de turbidites massives, les couches sont profondément érodées, formant des canyons abrupts, qui se remplissent de sédiments plus récents pouvant se retrouver plus bas que les sédiments (plus anciens) du fond du bassin avant érosion.                                                                                     Les dépôts ne sont plus superposés mais emboîtés. ph4

C’est ce qui se passe du gargasien à l’albien où les calcarénites sont remplacées par des grès grossiers à glauconie, suite à l’ennoyage de la plateforme carbonatée urgonienne. S’installe alors, une sédimentation marneuse (marnes bleues, milieu profond) malgré le serrage qui commence avec par exemple la surrection du bombement durancien qui va être suivi par le chevauchement Ventoux-Lure.                                                                                      Les turbidites gréseuses provenant des marges du bassin dévalent le talus et s’étalent dans le bassin, perturbant la sédimentation des marnes bleues. ph5

——–Dans les chenaux de ces turbidites sableuses (gréseuses après diagénèse), d’une épaisseur d’au moins 1m, on trouve des boules de grès.

Ces boules ont une origine diagénétique. Elles ont en leur centre un nucleus qui peut être un ou plusieurs galets mous carbonatés, arrachés à la pente du talus par la turbidite. ph6-7-8. Une cimentation carbonatée centrifuge va être plus poussée autour des galets mous que dans l’ensemble du sédiment sableux que constitue la turbidite. La cimentation cesse lorsque le stock de carbonates en solution apporté par  l’eau de mer circulante au sein de la masse sableuse est épuisé.                                                                                                                          Les boules de Rosans sont les plus spectaculaires ; elles viennent de la marge Ouest du bassin Vocontien (marge ardéchoise). .ph 4-5-9-10-11.

Celles d’Ongles, Carniol, Bevons, viennent de la marge Sud (pentes de Lure).ph 5-12-13-14-15.

C’est dans les bassins de ce type qu’on recherche aujourd’hui les gaz de schiste.

Quel en est le principe ?

Le gaz de schiste est du méthane CH4 qui provient de la dégradation de la matière organique piégée dans les sédiments (roche mère). Dégradation  d’origine bactérienne pour des températures inférieures à 50°C, voire un peu plus.

La migration du méthane (mais aussi de tous les autres hydrocarbures liquides)  vers le haut est possible si la roche mère est perméable ou fracturée.                                                    Ainsi du bitume formé à l’oligocène dans la plaine de la Limagne suinte à la cadence d’un litre par jour (c’est peu !) en suivant une faille qui n’est autre que la cheminée du petit volcan du Puy de la Poix, situé en Limagne,  non loin de l’aéroport de Clermont-Ferrand. ph16-17-18. Arrivé en surface, ce bitume perd ses éléments les plus volatils et devient très visqueux. ph19.                                                                                                                                    Cependant, dans la plupart des cas, la migration est bloquée par une couche imperméable  en antiforme ; les produits vont alors s’accumuler dans une roche magasin où ils imprègnent la porosité de cette roche.

Ce qu’on appelle vraiment gaz de schiste est du méthane encore contenu dans sa roche mère qui est imperméable. Il se trouve piégé dans les micropores de la roche ou adsorbé sur les particules en feuillets des argiles : on ne peut donc l’extraire  par les moyens habituels que sont les forages.

La technique d’exploitation du gaz de schiste est donc de rendre la roche mère perméable par fracturation hydraulique associée à des forages horizontaux.

Exemple ph20.

Dans un bassin, on fore à 2000m de profondeur.                                                                                      La pression lithostatique répond à la formule suivante :  P litho  =  mgz     en pascals.  m = masse volumique de la roche sédimentaire soit 2,5g/cm³ ou 2500kg/m³  g = accélération de la pesanteur soit 10m/s²    et z la profondeur en mètres.

Donc P litho   =   2500x 10×2000  =  5.10⁷ Pa

Après forage, l’eau injectée à 2000m est à la pression :  m = 1g/cm³ ou 1000 kg/m³

P eau  = 1000x10x2000  = 2.10⁷ Pa

Donc si on ajoute, avec de gros compresseurs, à l’eau du forage, une pression supérieure à 3.10⁷ Pa, la pression du liquide injecté sera supérieure à la pression lithostatique.  Il va s’insinuer entre les feuillets argileux, fracturer la roche, écarter les bords de la fracture qui va se propager et donc rendre la roche perméable. Pour peu qu’on ajoute à l’eau surcomprimée du sable, il ira, lui aussi, s’insinuer dans les fractures et empêcher qu’elles ne se referment lors de l’arrêt de la surpression à la fin du forage. Le méthane (ou autres hydrocarbures)  migre le long de ces nouvelles fractures, atteint le tube de forage et remonte en surface où il doit être stocké dans des réservoirs ou évacué par des gazoducs.

C’est ce qui s’est produit naturellement dans le bassin Vocontien, en particulier dans ce qui est aujourd’hui la vallée du Jabron,  entre l’albien et le cénomanien, à partir de turbidites sableuses de l’albien moyen.

Y a-t-il eu émission en surface de méthane ou autre hydrocarbure ? L’érosion est passée par là et /ou le bassin n’était pas assez profond pour que du méthane se forme.

Suite à la lecture d’articles de G.Friès, O.Parize, JL.Rubino et surtout de la thèse de Damien Monnier 2013, nous sommes allés voir sur le terrain, dans la vallée du Jabron, entre les communes de Bevons et Noyer sur jabron(04), non loin de Sisteron.

Cette partie du bassin Vocontien constitue aujourd’hui un synclinal d’axe E-W ; c’est  le plus au sud des Baronnies. Son flanc nord a un fort pendage vers le sud -ph21, tandis que son flanc sud est chevauché par la montagne de Lure. ph 22-23.

ph 24 -Emboîtés dans les marnes bleues, 3 chenaux de turbidites sableuses : le chenal 1 (albien moyen) et le chenal 2 (albien supérieur) sont parallèles à l’axe du synclinal donc E-W. le chenal 3 (albien sup-cénomanien inférieur) est perpendiculaire  à l’axe du synclinal, donc N-S.

Des failles normales tronçonnent les chenaux 1 et 2. ph24.

Le chenal le plus visible est le chenal 1. Les autres sont au sommet de ravines très abruptes et très hautes et sont donc inaccessibles ; de plus, l’érosion a tout enlevé au-dessus de ces chenaux. Ne restent, bien visibles, que les témoins sédimentaires issus du chenal 1 sur quelques kilomètres en étendue et sur plus de 200m en hauteur.

Voici le chenal 1 ; des boules de grès y sont bien représentées –ph25-26. On peut voir des boules de grès issues du chenal 3 près du château de Pécoule au pied du relief que domine le chenal 3. –ph24-27-28.-29.

Entre fin albien et fin cénomanien inférieur, par fracturation hydraulique, de l’eau et du sable (avec peut-être du méthane et/ou autres hydrocarbures) s’injectèrent dans les marnes bleues vers le haut et vers le nord, à partir du chenal 1 (pour les deux autres chenaux, il n’y a plus de témoins sédimentaires). Des sills (couches parallèles aux sédiments) s’insinuèrent dans les marnes bleues, mais aussi des laccolites (injection sableuse à fond plat et dessus bombé). Sills et laccolites  ont pu passer dans des niveaux supérieurs des marnes bleues par des filons (dykes) en forme d’aile d’avion (wings).ph 30 et colline du Puy-ph31-32-33-34.

Plusieurs autres phases de fracturation hydraulique ont injecté, toujours à partir du chenal 1, des dykes (filons qui traversent à l’emporte pièce les sédiments en place). ph35-36-37.

On peut voir des dykes qui se recoupent, d’autres qui passent dans des sills ou des wings.ph 38-39-39a.

On peut constater, également, que certains dykes sont plissés et d’autres, au même endroit, ne le sont pas. Ces fracturations hydrauliques ont donc bien connu plusieurs phases espacées dans le temps.

ph40-41 : le dyke plissé à droite a été lithifié, a subi une compression (les sédiments aussi) qui l’ont plissé avant que ne s’injecte le dyke de gauche qui, lui, n’a pas subi de déformation.

Toutes ces injections ont transporté des fluides (eau et sable) jusqu’à ce que le chenal 1 (turbidite sableuse) soit lithifié, transformé en grès. Les dernières injections ont formé des dykes de calcite-ph42  ou déposé de la calcite en bordure de dykes déjà lithifiés-ph43.

Des marqueurs de la propagation de ces injections sont visibles par endroits :

Wings (écoulements vers le haut-ph34), flute cast (figures de courant-ph44), structures en plumes –ph45-46-47-48. Ces marqueurs indiquent une propagation vers le haut et vers le Nord et l’Est-ph49 ainsi qu’ un régime d’écoulement turbulent.

Les nombreuses failles ont facilité la propagation de ces injections-ph50.

Ces fracturations hydrauliques provenant des chenaux non encore lithifiés ont des causes :

——tectoniques telles que : formation de failles dans le bassin Vocontien, avec ou non  liquéfaction des couches secouées (phénomène de thixotropie), surcharges dues aux slumps, aux turbidites, début du plissement qui va former le bombement durancien.

—–sédimentaires : taux de sédimentation important début cénomanien, enfouissement du chenal 1 sous 300 à 600m de sédiments (d’où surcharge).

Déshydratation des marnes (smectites) avec la profondeur. Cette eau  va aller dans les chenaux non lithifiés plus perméables que les marnes environnantes et augmenter la pression jusqu’à provoquer une injection de sable liquéfié.

Finalement, cette sortie nous aura montré  des sédiments très particuliers liés aux turbidites sableuses.                                                                                                                            Sédiments qui paraissaient très naturels dans un bassin, ne semblaient pas poser de problèmes, jusqu’à la lecture des articles de ces géologues avertis qui ont aiguisé notre curiosité.

 Complément : ph 51-52 grès albien d’un dyke centimétrique vu à la loupe.

On voit surtout du quartz, un peu de glauconie verte, un peu de calcite ferrifère marron.  La bordure du dyke est altérée. Aucune porosité visible.

ph53- autre vue sur la colline du Puy                                                                                                          ph54- vue sur Pierre Avon, affleurements les plus à l’Est.                                                              ph55- débris d’ammonites dans les marnes.                                                                                       ph56- pendage des marnes rebroussé au contact d’un dyke.                                                       ph57-58- dykes et structures en plume.                                                                                                ph59- dyke de calcite.

Le bassin carbonifère de Plan de la Tour

Consulter auparavant la page massif des Maures.

Au cours de la dernière étape de la formation de la chaîne varisque, donc pendant son exhumation, divers phénomènes ont eu lieu :

–Effondrement de la chaîne vers l’Ouest.-350-330MA

–Cisaillements. -330-320MA

–Injections (granites d’anatexie, migmatites). -330-300MA

–Jeu des FD (failles décrochantes) en senestre, associé aux bassins carbonifères (Plan de la Tour, Rouet qui est son prolongement dans le Tanneron, Reyran). –330-300MA

–Rejeu, au final, de ces FD en dextre. –300-280MA   ph1

C’est au cours de cette dernière étape que s’est formé puis a évolué le bassin carbonifère de Plan de la Tour. C’est un bassin syntectonique, lié aux jeux multiples de la FD Grimaud.

Cette faille sépare l’unité des Maures W de l’unité des Maures E. Toutefois, selon G.Crevola et JP.Pupin (1994), entre  les Maures W et la faille de Grimaud s’intercale l’unité de la Garde Freinet  composée surtout d’orthogneiss et de micaschistes à sillimanite. Unité formant un anticlinal et ramenée en surface lors de  l’écroulement de la chaîne par le rejeu en FN (failles normales) de l’unité des Maures W (unité de Bormes).    ph2

D’abord hémigraben, c’est à-dire bassin subsident limité par une seule faille comme celui de Lioux dans le Vaucluse.  ph3

Il reste de cette période des sédiments datés par les fossiles de la fin du Westphalien (315-305MA) et des sédiments de type coulées de débris, c’est-à-dire mélange de débris et d’eau qui se déplace en masse par gravité dans les cônes alluviaux, voire torrentiels, jusque dans les étendues lacustres qui parsèment le bassin en formation. Ph4

Affecté par les injections magmatiques, il est traversé dans sa partie nord par des filons de rhyolite. Sur sa bordure Est, le granite d’anatexie  de Plan de la Tour est injecté le long de la FD Grimaud. Il repose sur sa bordure Ouest sur le granite de l’Hermitan qui constitue un cœur anticlinal dans l’unité de la Garde Freinet.                                                                                        Il a subi par la suite des compressions, des cisaillements qui l’ont déformé, redressé, écaillé (mais non métamorphisé), lui ont fait chevaucher son substratum micaschisteux au sud ou granitique au nord (gr de l’Hermitan). Il n’en reste, en surface, qu’une faible partie.

A l’issue de son travail sur  ce bassin, Cl.Rousset (2000), géologue de l’IGAL, en a fait la représentation qui figure sur la photo 5.  Les coupes de la D72 au nord et de la D74 au sud du bassin nous ont révélé une grande partie de sa structure.

• Coupe D72 de l’Est vers l’Ouest sur un peu plus de 2 km depuis le lieu dit « les Pierrons » jusque 800 à 1000m avant le hameau de Langoustoua. –ph6

Le hameau des Pierrons se trouve sur un relief formé par le granite du Plan de la Tour. C’est un granite d’anatexie crustale provenant de la fusion partielle de la croûte continentale. Daté de 301 à 304 MA, c’est un granite tardif –ph6a. Roche grenue, il contient du quartz, des feldspaths plagioclases, des feldspaths alcalins (orthose) souvent mâclés, du mica noir (biotite) et du mica blanc (muscovite) –ph7.

Le torrent Marri Vallat coule le long de la faille de Grimaud bordée sur le côté Est par une migmatite mylonitisée (gneiss migmatitiques orientaux –ph8-9 Le contact avec le carbonifère  très redressé n’est pas visible mais très proche du pont qui enjambe le ruisseau –ph10.

Quelques centaines de mètres plus loin, une ancienne carrière a entamé un filon de rhyolite, lave qui s’est épanchée dans la partie Nord du bassin de Plan de la Tour, ce qui l’a élargi par rapport à sa partie Sud -ph11

Le carbonifère dans cette partie nord du bassin présente des sédiments détritiques de grès grossiers (coulées de débris, de chenaux en tresses) alternant avec des grès plus fins et même pélitiques (schistes charbonneux) : on est dans la partie distale du cône alluvial où le cours d’eau en tresses s’étale dans la vallée –ph12-13-14 et 4. Les schistes charbonneux contiennent quelques fossiles de fougères (Calamites, Pecopteris) –ph15-16 qui poussaient dans la vallée.

Au col 205 (altitude) on atteint la partie Ouest du bassin qui devrait reposer normalement en discordance sur le cœur anticlinal de l’unité de la Garde Freinet, en l’occurrence, le granite de l’Hermitan. –ph1 et2.

Une petite carrière abandonnée permet de voir ce granite tardif, lui aussi, clair, à grains fins de quartz, feldspath et mica noir -ph 17-18.

Cependant, les observations de terrain sont les suivantes :

——écaillage du carbonifère (crochon de faille visible au col 205 –ph19)

Un premier contact avec le granite de l’Hermitan est repérable un peu plus loin  et le petit cours d’eau le Langastoua a creusé son lit amont le long du contact faillé. –ph 20-21-22.

——écaillage du substratum (granite de l’Hermitan).

Plusieurs écailles de granite au sein de lambeaux de carbonifère sont visibles le long de la route sur une  centaine de mètres –ph23-24-25.

Cet écaillage du granite est dû à la forme irrégulière du pluton granitique et à la mise en transpression senestre du bassin, initiée au niveau de la faille de Grimaud. Des parties se sont alors détachées du pluton, se sont fortement redressées et ont migré vers le sud au sein du bassin carbonifère. –ph26.

La suite de la coupe permet de voir le flanc Ouest de l’anticlinal de l’unité centrale de la Garde Freinet. Faisant suite au granite de l’Hermitan, les micaschites à minéraux et les gneiss de l’unité de Bormes Est apparaissent au niveau d’un virage en épingle abandonné.

Ces roches sont disposées en synforme –ph27-28, et reposent une centaine de mètres plus loin sur les gneiss migmatitiques  de la Garde Freinet  -ph29, par l’intermédiaire d’une roche mylonitisée ou brèche mylonitisée  -ph 30-31.

La photo 32 résume sur une coupe les observations effectuées sur la D72 et la D74.

• Coupe D74 de l’Est vers l’Ouest sur 2 km depuis le quartier du Vernet à Plan de la Tour.

Le bassin carbonifère est étroit dans sa partie sud : 1,2 km par la D74 tortueuse ; donc bien moins qu’un km de large.                                                                                                                                    Le village de Plan de la Tour est construit sur le granite éponyme qui affleure vers l’ouest jusqu’au quartier du Vernet où il est en contact avec les gneiss migmatitiques orientaux qu’on trouve jusqu’à Ste Maxime. ph 33-34-35.

Cependant, ici, ils n’affleurent que sur quelques dizaines de mètres et sont mylonitisés ; la faille de Grimaud, non visible, doit passer à leur niveau et marque la fin de l’unité des Maures orientales. ph36.  Affleurent alors quelques mètres de leptynites et amphibolites plissées, altérées qui appartiennent à l’unité centrale de la Garde Freinet (CLA) –ph37-38.

C’est après seulement, que les premiers sédiments carbonifères apparaissent sous forme de poudingues alternant avec des niveaux pélitiques –ph 39. Le paysage correspondait à une vallée avec sa plaine d’inondation et ses chenaux.                                                                        Le virage suivant permet d’avoir une bonne vue de ce flanc Est du bassin carbonifère qui n’est pas en contact avec la faille de Grimaud, contrairement à sa partie Nord.  ph40-41.

On aborde alors la partie Ouest du bassin où les observations sont nombreuses. :

Les strates sont très relevées, leur pendage  vers l’Est est important –ph 42.                           Les conglomérats forment des barres dans le paysage –ph40-41 : ce sont des coulées de débris massives typiques d’un réseau en tresses ; chenaux et levées alternent –ph 42-43- et traduisent la force du courant pour déplacer ces conglomérats : on est dans la partie chenalisée du cône fluviatile –ph4- non loin de la faille dont le jeu facilite les apports ; les galets sont d’ailleurs plus  gros –ph 44.                                                                                                        En de très nombreux points, les galets sont cisaillés, tirés vers le sud. Ils n’ont pas formé d’écailles comme sur la D72, mais ces cisaillements traduisent les forces subies alors que la diagénèse était déjà terminée –ph44-45-46-47.

On atteint enfin la zone de contact avec le substratum du bassin constitué par des micaschistes de l’unité de Bormes Est. La notice de la carte géologique indique que ces micaschistes sont en concordance avec les sédiments carbonifères, et, de fait, ils sont bien inclinés, eux aussi –ph48.                                                                                                                    Toutefois, au niveau du contact, il y a, sur une quinzaine de mètres une zone plissée où il est difficile de distinguer ce qui est substratum et ce qui est sédiment : le contact entre le bassin et son substratum est une zone plissée –ph49.

Enfin, les gneiss de la Garde Freinet succèdent aux micaschistes et affleurent jusqu’au village du même nom –ph50-51.                                                                                                                     ph 32-52-53– schéma synthétique et carte géologique simplifiée.

En résumé, ce qu’on voit en traversant le bassin carbonifère de Plan de la Tour est loin de ressembler au  simple hémigraben  qu’il devait être au début du Westphalien.

Les compressions exercées au cours de l’exhumation de la chaîne varisque l’ont affecté, rétréci, redressé ses couches, cisaillé les galets de ses conglomérats et déformé en particulier son flanc Ouest qui est écaillé au nord et plissé au sud. -ph54.

Le bassin de Roquebrune Cap Martin

L’arc de Nice et l’arc de la Roya sont les chaînes subalpines les plus externes au sud des Alpes.

Ils résultent du déplacement des couvertures secondaires et tertiaires du massif cristallin de l’Argentera, décollées au niveau du trias.

L’arc de Nice a une structure plissée puis écaillée au sud (écaille de Beauvoisin, écaille de Monaco). Il est bordé par deux zones de failles décrochantes (FD) qui lui donnent cette forme d’arc. ph a

Cet arc est limité à l’ouest par la FD dextre d’Aspremont et à l’Est par la FD senestre de Breuil-Sospel-Monaco et la FD senestre du Mont Cros. Ces deux FD  sont connectées, reliées, par les écailles de Cime de Biancon qui chevauchent vers le sud et accommodent leur  mouvement décrochant, ainsi que le chevauchement du Mont Agel.

Il y a deux grandes déformations :

——des plis N140 (anticlinal jurassique de Cap Martin) fin éocène-oligocène, dus au plongement de la plaque européenne sous la plaque apulienne.

—–et des chevauchements N-S postérieurs, miocènes (Mt Agel, fonctionnement des FD qui déplacent l’arc de Nice par rapport à l’arc de la Roya), dus à l’exhumation du massif de l’Argentera.

Le bassin de Roquebrune Cap Martin (RCM) est situé dans l’arc de la Roya, tout contre l’arc de Nice au niveau de la FD senestre du Mont Cros. Il est d’âge miocène. il a fonctionné de l’aquitanien au tortonien.

Sa formation est à relier au fonctionnement de la FD de Mt Cros, donc pendant la mise en place de l’arc de Nice : autrement dit, son remplissage est lié à la mise en place de l’arc de Nice. ph b.

C’est donc un bassin syntectonique. Son épaisseur est maximale à l’aplomb de la FD (400m environ) et les faciès évoluent d’Ouest en Est : brèche près de la FD puis poudingues et grès un peu plus loin. Présence d’olistolithes et de brèches cimentées dans les poudingues qui viennent des reliefs du Mt Cros.

Le bassin était un delta (sédiments fluviatiles et marins, notamment des fossiles), ouvert sur la méditerranée nouvellement créée par la dérive du continent Corso-Sarde. Les cours d’eau venaient du nord, et à cause de la FD, il était asymétrique.

6 arrêts nous ont permis de le découvrir dans son contexte structural.

 Arrêt 1 : route du mont Agel. ph1-2-3.

Sur notre gauche, au sud, l’anticlinal de cap Martin, à cœur jurassique, d’axe N140.

Très belle vue sur Monaco, la Turbie.

On est sur l’arc de Nice, zone des écailles qui chevauchent vers le sud  (unité de Beausoleil, unité de Monaco)  jusqu’en mer.

Derrière, le mont Agel  chevauche les terrains crétacés, en passant sur des anticlinaux d’axe N140. Chevauchement N-S,  lié au fonctionnement des 2 FD senestre (Mont Cros et  Breuil-sospel- Ste Agnès-Monaco) et du relai chevauchant vers le sud (écailles de Cime  de Biancon).

On a donc une vue, un aperçu des deux grandes déformations superposées.

Arrêt 2 : chemin des Vallières.  ph4-5-6-7.

On a une vue sur la FD senestre qui affecte le jurassique sup du Mont Cros.

L’éboulis bréchique au pied de la faille passe latéralement à des grès et poudingues.

Au niveau de l’autoroute les poudingues ont un pendage SSE avant de se redresser contre la faille. Leur épaisseur est maximale : environ 400m. ph b.

Les galets ont un tuilage indiquant un sens d’apport N-S. Certains sont cassés perpendiculairement au sens d’apport.

Les galets sont polygéniques ; ils proviennent des terrains secondaires et tertiaires  drainés par les anciens cours d’eau qui les ont déposés.

Plusieurs olistolithes et brèches cimentées, monogéniques, sont incorporés dans les grès et poudingues ; ils viennent du relief du Mont Cros et sont tombés dans le bassin en formation lors des jeux  de la faille.

Arrêt 3. Virage en épingle avant le chemin de la coupière.       ph8-9.

Un chenal au sein des poudingues  présente lui aussi un axe N-S. les galets  sont polygéniques,  la  matrice  est gréseuse, ils indiquent aussi un sens d’apport N-S.

Arrêt 4. Chemin de la Coupière.

On a une vue sur l’étendue de ce petit bassin de 4km² seulement.

A l’Est, vers Vesqui les poudingues  reposent sur  l’anticlinal Js de Cap Martin d’axe N140, pli qui correspond à la première phase de plissements  qui affecte les arcs de Nice et de la Roya. ph10-11.

Au nord, sur le chemin, on peut voir le contact entre les poudingues miocènes en  discordance sur  le crétacé sup marno-calcaire  du  flanc ouest, érodé, de l’anticlinal de Cap Martin. Pendage 45°S. ph12.

La vue vers le nord  est plongeante sur le village de Gorbio bâti sur le crétacé sup chevauché par les écailles de Cime de Biancon qui  permettent le mouvement senestre des FD  (Ste Agnès – Sospel et Mont Cros).  ph13

En se dirigeant vers la FD du Mont Cros, le chemin traverse les brèches.  ph14.

Le passage des poudingues aux brèches se fait au niveau de la barrière.  ph15.

La FD a une composante verticale qui a permis le remplissage du bassin  de manière

asymétrique  (400m d’épaisseur contre la faille) et provoqué des éboulements qui ont donné cette brèche et les olistolithes au sein du bassin : c’est un bassin syntectonique.  ph14-16-17-ph b.

Dans cette brèche on trouve des fossiles marins côtiers : débris de lamellibranches, valves d’huîtres, pectens, et autres. Les écroulements se faisaient dans un delta marin (mélange fossiles, galets arrondis, galets ou blocs anguleux), les cours d’eau arrivaient du nord, de l’arc de la Roya. ph18-19-20-21-phb.

Arrêt 5. Gorbio.  ph22-23-24-25.

Sur la place du village un orme planté en 1713, au tronc creux, est encore décoré de guirlandes.

A la sortie du village, bien visible, le contact entre les marno-calcaires du crétacé sup et les écailles jurassiques de la Cime de Biancon déplacées vers le sud.   Chevauchement E-W  penté vers le nord qui fait office de relai entre  les FD de Ste Agnès-Sospel et du Mont Cros. Sur la route qui conduit vers Ste Agnès une belle faille conjuguée à ce chevauchement.

Arrêt 6. Ste Agnès.   ph26-27-28-29.

Village littoral le plus haut d’Europe 680m au fort de la ligne Maginot.

La vue est unique sur la baie de Menton. Perché au dessus de la FD, le muret  empêche d’avoir le vertige.

-Le village de Castellar dans le crétacé sup  est chevauché par le relief jurassique qui ferme l’horizon vers l’Est.

-Le bassin flexural (priabonien, oligocène) de Menton, est très boisé. Deux cours d’eau le traversent du nord au sud, venant de deux synclinaux non visibles de ce point de vue.

Ce  bassin flexural est plissé E-W, mais aussi contre le chevauchement de la Cime de Biancon.

                                                        Le bassin de Montmaur

Le bassin de Montmaur qui se prolonge au nord par celui de St Disdier, est le bassin flexural situé le plus à l’Est et le plus au Nord  ph1.

Incorporé , lui aussi, à la chaîne alpine, il a enregistré la transgression nummulitique.

Il est allongé du N au S sur une vingtaine de kms. Il constitue le synclinal de Montmaur qui est comprimé avec, par endroits, un seul flanc conservé, le flanc Ouest. compression due au  jeu de la faille de Châtillon (décrochement (dextre) à composante inverse. Le chevauchement de Ceüse a probablement joué un rôle, lui aussi

Nous l’avons parcouru du nord au sud (la Cluse- Châtillon le désert) en passant par Montmaur où le synclinal est le mieux exprimé..

Vous pouvez consulter la carte géologique de GAP sur Infoterre  ou Géoportail.

Arrêt 1 : Villard de Montmaur.

Entre 2 anticlinaux sénoniens, le synclinal de villard de Montmaur a le cœur de son pli occupé par les terrains priaboniens (calcaires à nummulites et  marnes à globigérines).  Ph2.

Vers le nord, on voit sur le flanc est de la tête de Vène, son autre terminaison périsynclinale, avec son calcaire nummulitique exploité en carrière. ph3.

On voit également, côté nord, le synclinal de Montmaur à cœur oligocène décalé par rapport à celui de Villard de Montmaur, mais aussi le petit synclinal de la Madeleine.

Ils sont séparés par des anticlinaux. La faille de Châtillon (non visible sur la photo) passe au milieu du synclinal de Montmaur.

Arret 2 : chapelle Ste Philomène.

Le Dévoluy et les aiguilles de Lus dominent en arrière plan.   Ph4et 5.  Le village de Montmaur se trouve au pied d’une  vallée glaciaire suspendue ;  la Béoux  suit le pied du flanc ouest de l’anticlinal éponyme, et, devant, dominant la plaine alluviale actuelle, une butte, légèrement arquée, laissée par le front du glacier würmien lors du maximum glaciaire, il y a 18000 ans : ce sont les moraines frontales qui dessinent un vallum morainique.

A la fin de la glaciation, le glacier a reculé : on peut voir, encore, des fragments de vallum qui montrent ce recul ; la butte qui supporte la chapelle en est un bon témoin. Ph6.

Les eaux issues de la fonte du glacier ont trouvé un chemin entre le relief de Montmaur et le vallum, le désolidarisant ainsi du relief. Aujourd’hui, le Petit Buech passe plus au sud. Ph7. Enfin, la Béoux érode l’extrémité ouest du vallum, laissant voir les moraines frontales. Ph8.

Arrêt 3 : intersection route de la Cluse D937 et petite route de Montmaur.

On voit les couches de calcaires sénoniens, peu épaisses, bien plissées de l’anticlinal de la Béoux. L’anticlinal  plonge vers le sud pour ressortir après le petit Buech, constituant ainsi un ensellement. Cet ensellement (antépriabonien) a permis un dépôt plus large des couches produites par la transgression nummulitique et donc mieux exprimées au niveau de Montmaur. Ph9  et 10

Arrêt 4 :  Montmaur – route de la montagne  D320.

Dans un des derniers lacets de la route on peut voir le contact entre les calcaires sénoniens de l’anticlinal de la Béoux et les moraines du glacier rissien qui tapissent la surface du synclinal de Montmaur masquant ainsi la molasse rouge. Ph11.

Dans la descente, au niveau des Philippons, on a une vue sur le flanc  Est du synclinal. La molasse verte est bien visible ainsi que le pendage de ses couches. Ph12.

Un peu plus bas, on a la succession suivante : molasse rouge, poudingue, molasse verte très redressée (flanc Ouest du synclinal). Ph13

Les poudingues  ravinent la molasse rouge ; ils sont recouverts par la molasse verte fortement pentée vers l’Est. Ph14-15-16-17.

Le poudingue a une matrice gréseuse grossière ; beaucoup de galets calcaires ; un grand nombre de ceux-ci sont impressionnés ; sans granoclassement ; on voit mal le tuilage des galets. Un certain nombre de galets sont alpins : quartzites, basaltes verdis, radiolarites rouges. Ils ne montrent pas de métamorphisme et proviennent donc d’un massif type Chenaillet.   Ph18-19

Ce sont des écoulements soudains (ravinement), des coulées de débris de cône alluvial comme au Lauzanier (partie supérieure du cône). Ph20

Le synclinal de Montmaur est coupé en deux par la faille de Châtillon. Ph21.  Le pendage de la molasse verte à l’entrée du village le montre assez bien. La photo 22 montre l’aspect général du synclinal.

Arrêt 5 :  défilé de Potrachon et la Cluse.

 Au défilé de Potrachon, la Béoux et le Rabioux qui descend du Dévoluy avec une forte pente, éventrent le prolongement de l’anticlinal de la Béoux (les côtes). Le sénonien  montre une série de petits plis droits qui présentent un flanc court et un flanc long : ceci traduit une poussée modérée vers l’ouest.  ph23-24-25.

Au-delà du défilé, vers la Cluse, la Béoux passe dans le flanc ouest du synclinal de Montmaur. On y voit, à droite de la route, les poudingues calcaires fini éocène, anté calcaires nummulitiques (analogues aux poudingues d’Argens –page Barrème). Ph26

Creusée par la Béoux, la molasse verte oligocène est recouverte par les moraines boisées du riss qui cachent le chevauchement du massif du Dévoluy. Ph27.

Avant d’arriver à la Cluse, un regard vers la gauche de la route noud dévoile les aiguilles de Lus au pied desquelles la Béoux prend sa source. Ph28

Enfin à la sortie de la Cluse, côté sud, très jolie vue sur le massif du Dévoluy dont on ne voit pas le chevauchement, les moraines du riss qui, instables, recouvrent la molasse oligocène, et, côté nord, la molasse rouge  présentant des chenaux ravinants de molasse verte. Les pendages indiquent qu’il s’agit du flanc ouest du synclinal de Montmaur. Ph29-30-31.

Arrêt 6 : Châtillon le désert.

Au sud de Montmaur, le synclinal est allongé et très étroit. Au niveau de Châtillon le désert, il est coïncé entre l’extrémité Est de l’anticlinal de Chateauneuf d’Oze  (E-W, d’influence pyrénéo-provençale) et le prolongement sud du synclinal de Villard. La faille de Châtillon à composante inverse (probablement associé au chevauchement de Céüze)  le recouvre en partie. Le chemin part de la vallée du Drouzet qui traverse l’anticlinal de Chateauneuf d’Oze presque en cluse, l’érodant jusqu’aux terres noires jurassiques (callovo-oxfordien).

Les terres noires laissent vite la place aux marno-calcaires oxfordiens encombrés d’éboulis. Ph32 Dans un virage, de très beaux slumps affectent l’hauterivien. L’érosion a enlevé le jurassique terminal puisque le crétacé inférieur repose sur l’oxfordien. Ph32a           Au-dessus de ces niveaux slumpés repose en discordance la molasse verte oligocène du synclinal de Montmaur.  Le chemin traverse ensuite les poudingues oligocènes à galets alpins (comme à Montmaur) –ph33. Enfin, en contact anormal (discordance)  les calcaires sénoniens bien pentés vers l’Est. Ph34.

Ils sont légèrement chevauchés par la faille de Châtillon qui les met en contact avec le crétacé inférieur, base du synclinal de Villard de Montmaur. Ph35-36.

Vallon et lac du Lauzanier

Le vallon du Lauzanier est orienté S-N. C’est une vallée glaciaire, en auge à fond plat. ph1-2. Les parois de l’auge ont subi, depuis le retrait du glacier, des glissements de flancs au niveau des flyschs à helminthoïdes qui s’érodent assez bien. Des cônes de déjection de petits torrents viennent, eux aussi, adoucir la pente. De nombreuses sources prennent naissance dans les flyschs et les flyschs tassés et déplacés. ph3-4. Un bourrelet morainique isole une petite mare. ph5. Du travertin, le long d’un petit torrent soude des blocs de calcschiste du flysch et fossilise, pétrifie des mousses.ph6.

La rivière Ubayette, affluent de l’Ubaye, prend sa source au lac du Lauzanier ; elle serpente dans le fond plat de la vallée. Au fond, un verrou glaciaire a résisté au glacier. Ce verrou est constitué de grès d’Annot (siliceux) très résistant. L’Ubayette, aujourd’hui, l’entaille en petite gorge.ph7-8. De nombreux plis couchés sont visibles dans la nappe des FH (flyschs à helminthoïdes de la nappe du Parpaillon) : ce sont des plis intra-nappe.ph9.      La nappe des FH progresse d’Est en Ouest depuis la fermeture de l’océan alpin au début de l’éocène. ph10-11. Elle passe à travers ce vallon entre la zone Briançonnaise  et les grès d’Annot qui présentent une discordance de ravinement. La base de la nappe des flyschs est très visible dans le paysage au niveau du torrent : ce sont les schistes à blocs- ensemble sédimentaire chaotique, hétérogène, de blocs emballés dans une matrice argileuse ; ensemble qui s’est mis en place sous forme de coulées boueuses sous-marines provoquées par l’avancée de la nappe des flyschs et de la désorganisation de son front en blocs divers dans le bassin flexural qui bordait les Alpes naissantes depuis la fin de l’éocène (voir la page bassins flexuraux).

Le lac du Lauzanier est un lac de surcreusement situé juste après le verrou dans les grès d’Annot. Vers le Sud, on voit un deuxième verrou constitué par une dalle épaisse de calcaire nummulitique. Derrière, dans le crétacé sup, un autre lac de surcreusement : le lac de derrière la Croix, puis à l’horizon  le tithonien et le col de la Cavale; au-delà, non visible, le massif cristallin de l’Argentera. ph12-13-14-14a-14b.

La trilogie du nummulitique caractérisant les bassins flexuraux est représentée par la succession calcaire nummulitique, marnes bleues –ici schistes à globigérines (organismes planctoniques fossilisés) et grès d’Annot, datés du priabonien (fin éocène). ph15.

Les calcaires nummulitiques ont un pendage de  20°N, les grès d’Annot 30°N ; légère discordance entre les deux. L’angle de prise de vue ne reflète pas la valeur exacte des pendages ; seule la discordance est manifeste. ph16.

Ces calcaires marquent le début de la transgression nummulitique. Les fossiles et leurs débris témoignent d’un milieu marin peu profond : lamellibranches, gastéropodes et beaucoup de petites nummulites. Les marnes bleues ou plutôt les schistes à globigérines  recouverts d’éboulis se voient en quelques points et caractérisent l’approfondissement du bassin. Le passage aux grès d’Annot se fait avec quelques mètres de marnes en plaquettes (turbidites distales). ph17-18-19-20-21. La formation des grès d’Annot comprend 2 unités séparées par une discordance de ravinement. ph22. Ce sont des dépôts turbiditiques qu’on trouve dans les cônes deltaïques.

L’unité inférieure est formée d’une alternance de dépôts sableux et de niveaux pélitiques. On peut y reconnaître des séquences de Bouma. Les dépôts sableux sont des barres gréseuses organisées en séquences stratocroissantes puis stratodécroissantes et correspondent à la partie distale d’un lobe deltaïque, partie non chenalisée où la turbidite s’étale au pied du cône. Ces barres sont constituées de strates élémentaires  peu visibles de loin. ph23. L’unité inférieure est formée de plusieurs lobes à turbidites distales à la base du cône sous-marin. ph24-25-26.

L’unité supérieure a  un aspect plus massif. Elle constitue le verrou à l’aval du lac. Il y a peu de séquences pélitiques. Elle est composée de dépôts conglomératiques à sableux grossiers. Ces dépôts grossiers enrobés dans une matrice sableuse, se succèdent  et se comportent comme une pâte épaisse qui dévale la pente dans des chenaux,  en partie haute, proximale du lobe, vers le haut du cône sous-marin. ph24- 27-28-29-30. Les galets mous arrachés au talus, aux bords du canyon, flottent sur cette masse sans y être incorporés. On y voit des granoclassements normaux, inverses, des figures de traction (stratifications plus ou moins obliques) : ce sont des turbidites massives,  des séquences de haute énergie (coulées de débris, séquences de Lowe). ph31-32-33.

Le bassin du Lauzanier est le bassin flexural situé le plus au nord ; mais comme pour les autres, les apports détritiques se faisaient à partir des massifs cristallins situés au sud (Maures, Corse, Sardaigne). Toutefois, on a trouvé dans l’unité supérieure des grès d’Annot des roches cristallines issues du massif de l’Argentera, ce qui prouve qu’il a fait une première surrection, probablement peu importante, à la fin du priabonien. Peut-être faut il rechercher la cause de la discordance entre l’unité inférieure et l’unité supérieure des grès dans cette première surrection.

Le pendage actuel des couches  est dû à la mise en place du massif de l’Argentera à la fin du miocène. Le bassin flexural du Lauzanier est bien incorporé à la chaîne alpine et se trouve donc, en quelque sorte, coincé entre l’Argentera et la nappe du Parpaillon, ce qui laisse indifférente cette marmotte qui prend un bain de soleil sur une turbidite massive. ph34.