Voici un récapitulatif des plus beaux  objets résultant du refroidissement d’un magma, vus au cours de nos sorties.

1-dans le massif des Maures.

———carrière de Reverdit.

Pendant l’exhumation et le désépaississement de la chaîne (330-290MA). –ph1. 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.

Les migmatites affleurent à gauche de la carrière et sous les cumulats, à droite. –ph2-3. Elles proviennent de la fusion partielle de gneiss de la croûte continentale, donc d’orthogneiss âgés de 304-305MA. –ph4.

Au milieu, affleure la tonalite exploitée pour des enrochements –ph2-3. C’est une roche grenue formée de quartz, Fplagio, biotite, hornblende, donc une diorite quartzique –ph5- elle constitue un pluton qui s’est insinué dans les migmatites contre 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 en place  vers 301MA.

A droite affleure le granite du Plan de la Tour –ph2- roche claire et  grenue constituée de quartz, FK orthose, mica noir biotite et mica blanc muscovite. Il s’est mis en place vers 301MA donc postérieur à la tonalite et à la migmatite  qu’il recoupe avec ses nombreux filons d’aplite et de pegmatite.

Les cumulats recoupent les migmatites sur la droite. –ph2- Ils forment une roche claire riche en enclaves de basalte et en gros cristaux tabulaires d’orthose souvent maclée (macle de Carlsbad) –ph6-7-l’orientation des feldspaths est due à l’écoulement du magma. –ph8.

Enfin des filons de dolérite recoupent toutes les roches, ils sont datés du début  permien –ph2.

————quelques centaines de mètres à l’Est de Tahiti plage, près de St Tropez, au niveau de la mer, immergé à marée haute.

Dans les migmatites de St Tropez, on peut voir deux filons de granite tardi hercynien –ph9-10- un plus large que l’autre. A y regarder de plus près, un filon de basalte s’insinue dans chaque filon de granite. Le granite ne devait pas être bien refroidi et le basalte beaucoup plus chaud a subi une trempe, s’est figé, a formé des boules qui se sont détachées et baignent dans le granite. Avec un débit plus important, il aurait pu se former des  coussins (pillows), car c’est le même phénomène qui se produit dans les océans lorsque les basaltes émis à 1200°C rencontrent l’eau de la mer qui est à 4°C seulement (coussins ou boules si le débit est peu important) –ph11-12.

Les deux magmas devaient être contemporains, tardi-hercynien pour le granite et permien précoce pour le basalte (basalte du massif de l’Estérel).

2- dans les pyrénées Orientales, les Albas, massif d’Agly, –ph13.

Dans la ZNP (zone nord Pyrénéenne), aux Albas, affleurement de granite d’Ansignan, daté de 315 MA. C’est un granite porphyroïde riche en biotite, en intrusion dans la roche encaissante protérozoïque (gneiss de Caramany). Ce granite d’Ansignan est une roche particulière car elle est la seule à avoir cristallisé dans le faciès granulite, à T ≥ 800°C. A cette température, la biotite est remplacée par du pyroxène (opx-hyperstène) anhydre. On a donc une roche sombre, qui contient FK-orthose en gros cristaux, Fplagio-andésine, quartz, biotite, hyperstène (opx) et grenat. On appelle cette roche une charnockite –ph 14-15.

Les gros cristaux d’orthose ont des biotites et des Fplagio en inclusions –ph16.

L’affleurement montre également un mélange  partiel de deux magmas : la charnockite (granite d’Ansignan) qui s’intercale dans les gneiss clairs et les granites blancs à grenats –ph17; ces deux magmas ayant intrudé l’encaissant (granite de Caramany). Pas de  mélange  quand les deux roches sont séparées –ph18, mélange imparfait visible quand les deux roches sont en contact  –ph19. Des figures d’écoulement avec des minéraux orientés indiquent que les magmas sont liquides, l’écoulement est simultané et parallèle pour les deux magmas. –ph20-21.

3- en Bretagne.  ….

————le pluton de fort la Latte, cadomien.

On est dans l’unité de St Brieuc, bassin intra-arc ayant deux formations volcano-sédimentaires : la formation d’Erquy et la formation de Binic. Le tout est déformé entre 580 et 575MA. Pendant cette déformation, des plutons de diorite, âgés aussi de 575MA, s’insinuent à travers les formations volcano-sédimentaires. Ainsi le pluton de fort la Latte dont la foliation est très redressée –ph22-23. La diorite constituée de quartz, F plagio, biotite et amphibole contient de nombreuses enclaves d’amphibolite. A y regarder de plus près, des feldspaths qui appartiennent à la diorite sont dans les enclaves d’amphibolite. On est en présence de deux magmas qui se sont mélangés ; des cristaux ont migré d’un magma à l’autre –ph24-25.

————–plages de St Jean du Doigt et de Trégastel.

Chambre magmatique de presque 10km qui a donné du gabbro en refroidissant.

++++St Jean du doigt, partie droite de la plage : -ph26-27-28- le gabbro, foncé présente aujourd’hui, une altération en boules. C’est un gabbro hercynien. On  constate qu’il est injecté par un magma plus différencié, une diorite. Sous la pression exercée par la mise en place de la diorite, des blocs de gabbros sont tombés dans le magma dioritique. Ils devaient être bien refroidis, et la chaleur du magma dioritique (800°C environ) insuffisante pour les faire fondre. Ils sont en effet très anguleux.

++++St jean du doigt, partie gauche de la plage : -ph29-30-31- les morceaux de gabbro ont des contours arrondis. Ils ont commencé à se ramollir avant, peut-être, de se mélanger davantage.

Il est possible que la partie droite de la plage ait été sur le bord refroidi de la chambre magmatique du gabbro, et que la partie gauche de la plage, un peu plus à l’intérieur de la chambre, donc dans un lieu plus chaud, moins refroidi.

++++Trégastel, partie droite de la plage. –ph32 à 35- on voit très bien sur l’estran, à marée basse, un gabbro à grands cristaux de feldspaths blancs (type labrador) et d’amphibole verte. Certains cristaux d’amphibole mesurent 15 cm et plus : c’est une pegmatite de gabbro ou pegmatitoïde (comme au volcan de Beaulieu (13-BdR) Il ne s’agit pas des derniers jus issus de la cristallisation fractionnée car ils seraient plus différenciés, c’est un fluide pegmatitique qui a cristallisé. Il était peut être riche en eau, ce qui l’a refroidi plus rapidement. On se situe presque au toit de la chambre magmatique.

++++granite de Ploumanac’h, dans la baie de Ste Anne. –ph36.

On peut parcourir la baie à marée basse pour y voir une partie du pluton de granite rose hercynien, 290MA, ainsi qu’un petit pluton de gabbro. –ph37-38.

Le granite contient des enclaves de gabbro à grains fins pour un gabbro ; de plus, les enclaves ont des formes arrondies. Les deux magmas qui ont formé ces plutons doivent être contemporains, ils étaient liquides en même temps. Lorsque le magma basaltique s’est déversé dans le magma granitique beaucoup moins chaud (autour de 800°C seulement), il a dû se figer, se vitrifier, bloquant ainsi la croissance des cristaux de feldspaths et pyroxènes et prendre des formes arrondies. –ph39 à 42.

On peut constater, pour étayer cette idée, qu’il y a des cristaux appartenant au granite dans le gabbro, surtout tout près du granite. Ces cristaux sont des orthoses (FK) avec pour certains des macles de Carlsbad –ph 43-44. Les orthoses présentent une bordure blanchâtre constituée d’albite ; les cristaux déjà formés d’orthose ont continué de grandir dans le magma basaltique avec le F.Plagio qui a la composition chimique la plus proche : l’albite. Cette structure particulière est appelée texture Rapakivi. –ph45 à48.

On peut voir également des quartz agglomérés, ce qui est tout à fait anormal. Ces quartz sont entourés d’une couronne constituée de pyroxènes, biotites, amphiboles, autre preuve de la réaction entre le magma basaltique et le quartz provenant du magma granitique. –ph49 à51.

La ph52 montre les deux cristaux (orthose rapakivi et quartz coronitique) dans le gabbro.

                    Les grandes lignes de L’histoire provençale en résumé

 La Provence a  une histoire complexe car elle a été le siège de tectoniques superposées.

1-Le massif des Maures est un lambeau de la chaîne varisque qui a réuni les deux grandes plaques Nord et sud pour en faire une seule : la Pangée.-ph1.

2-La Pangée, qui, dès le début du secondaire, commence à se morceler en commençant par l’océan atlantique central et sa dépendance, l’océan  alpin. Il y a alors, au Nord, la plaque eurasienne, et au sud, la plaque Gondwana (africaine). La Provence se trouve sur la bordure Sud de la plaque eurasienne (européenne, ici).-ph2.

3-Du Trias au Jurassique moyen, ce morcellement se manifeste par un rifting avec failles normales, blocs basculés, diapirs sur la marge Sud européenne où se trouve la Provence. La sédimentation est épaisse.

Du Jurassique moyen au Crétacé inférieur, il y a océaniqation avec sédimentation importante. L’océan alpin naît au Nord de la Provence, tandis que la Téthys se trouve au Sud avec la plaque africaine.

4-A la fin du Crétacé moyen (Barrémien-aptien), une grande plateforme carbonatée à rudistes s’installe de la basse Provence au Jura, en passant par la basse Ardèche et le Vercors.-ph3.

5-A l’Albien-Cénomanien, une partie de la Provence émerge : c’est le bombement provençal ou durancien.-ph4.

Ce bombement est l’épaulement du rift pyrénéen au Sud. La plaque ibérique s’éloigne de la Bretagne en un mouvement antihoraire et décrochement sénestre. Ce bombement durancien est séparé, au Nord, par des failles normales du bassin Vocontien, dépendance de l’océan alpin. –ph5.

6-Du Campanien à la fin Eocène (40MA), formation de la chaîne Pyrénéo-Provençale.la plaque ibérique remonte vers le Nord, poussée par la plaque africaine qui subducte sous la plaque européenne : la chaîne pyrénéenne voit le jour.

En Provence, cette subduction de la plaque africaine entraine, par déstabilisation du manteau supérieur, un bombement qui étire et casse la croûte continentale ; les sédiments glissent vers le Nord, d’un panneau vers le suivant : les chevauchements provençaux se mettent en place.-ph6 et 7.

7-Oligomiocène ; rifting Liguro-Provençal suivi de la dérive de la micro plaque Corso-Sarde : L’océan liguro-provençal est né. Il n’est pas très grand- 200km² de croûte océanique.-ph8.

8-Du Burdigalien à aujourd’hui, réactivation alpine, les massifs les plus proches des Alpes (Luberon, Alpilles, Costes, Trevaresse…) chevauchent vers le Sud. –ph9(en rouge et bleu).

Objets formés par pression-dissolution

Au cours de nos sorties, nous avons vu des objets formés par le phénomène de pression-dissolution.                                                                                                                                                               Ce phénomène se déroule soit au cours de la diagénèse, soit au cours d’une phase tectonique.                                                                                                                                                    Pendant la diagénèse :

–la compaction physique due à l’enfouissement fait diminuer la porosité du sédiment, provoque sa déshydratation et son durcissement.

–la compaction chimique, avec pour mécanisme la pression-dissolution aux points de contact entre les grains (ou éléments), prend le relai. La porosité décroît encore.

— la circulation des eaux dissout des minéraux puis les re-précipite plus loin  entre les grains, ce qui les cimente. Ainsi, le sédiment enfoui est peu à peu lithifié et devient une roche.

Exemples vus :

1-Galets impressionnés. –ph1-2-3-4.

Les galets présents dans les conglomérats du plateau de Valensole ou des rochers des Mées, sont généralement bien arrondis. Certains portent des figures en creux causées par dissolution sous l’effet de pressions exercées par les galets adjacents (galets impressionnés).                                                                                                                                                  Dans les années 70, un sondage a révélé une grande épaisseur de ce poudingue dans le bassin de Valensole qui est en fait le bassin flexural actuel, situé en avant de la nappe de Digne. Il est presque comblé par les produits issus de l‘érosion des Alpes et amenés par les différents cours d’eau (Durance, Bléone, Asse…). Cette grande épaisseur de sédiments (galets) est la principale cause de leur mise en compression. Le jeu actuel en décrochement senestre à composante inverse de la faille de la moyenne Durance, peut jouer également un rôle dans la mise en compression  des galets, au moins à proximité de la faille.

2-stylolithes formés au cours de la diagénèse.

—-ils sont parallèles à la stratification –ph 5, pli de Mirabeau.

—le joint stylolithique est une surface hérissée de pics orientés selon les forces de compaction mises en jeu pendant la diagénèse – ph 6, massif du Concors, ph7 fossé de Quinson.

—lorsqu’un fossile se trouve engagé dans un joint stylolithique, la partie manquante du fossile peut nous permettre d’estimer la quantité de calcaire dissout –ph8 Marseilleveyre, Callelongue.

—parfois, une portion de la couche au-dessus du joint stylolithique est enlevée ; on voit alors dans la partie inférieure restée en place, une surface structurale avec les pics en relief qui finissent par s’émousser avec le temps – ph9, massif d’Allauch, ph10 et 11 massif d’Allauch, Garlaban.

3-stylolithes formés au cours d’une phase tectonique.

Ils sont le plus souvent sécants à la stratification, les pics allongés selon la direction des forces mises en jeu au cours de la phase tectonique –ph12,13,14, zone sous pyrénéenne, plissée par le chevauchement de la zone nord pyrénéenne, sous le château cathare de Peyrepertuse.

slump:

Un slump résulte du glissement gravitaire d’un sédiment pas encore complètement transformé en roche, sur une distance assez courte ; de ce fait, il n’est pas disloqué et présente des segments de strates très déformés enchevêtrés. La cause est due à une déstabilisation des sédiments dans un bassin en voie d’extension, déstabilisation causée le plus souvent par le jeu d’une faille normale lors d’un séisme.

Quelques photos de slumps vus au cours de nos sorties.

Ph1. Cassis, pointe Corton, côté plage de l’arène (13). Slump dans les calcaires marneux, cénomanien du bassin sud provençal.

Ph2. Autre slump au même endroit.

Ph3.Baronnies (05), D994 entre Montclus et l’Epine (synclinal de Rosans). Slump dans les calcaires barrémiens du bassin vocontien.

Ph4. Montagne d’Aujour. Face à la ferme du FaÏ (commune Le Saix-05) slumps dans le kimméridgien du bassin vocontien, juste sous la falaise tithonienne.

Ph5.en montant par la piste sur la crête du Chalmel (05-près de Vitrolles et Barcillonnette) très beaux slumps dans les marno-calcaires hauteriviens du bassin vocontien.

Ph6. Crête du Chalmel, côté sud. Plusieurs zones de slumps (4) marquent les instabilités liées à l’ouverture du bassin vocontien à l’hauterivien.

la doline de St Donat à Montfort (04).

Au cours de nos sorties nous avons vu des formes particulières qui affectent les roches calcaires soumises à l’érosion karstique.

—-des lapiaz, rigoles qui suivent la ligne de plus grande pente ; elles sont formées par la dissolution du calcaire en présence de CO2 apporté par les êtres vivants du sol qui est au-dessus, ou par les mousses et les lichens, ou encore les voiles bactériens qui recouvrent les roches, lorsqu’il n’y a pas de sol. –ph1.

—-des poljés, dépressions fermées à fond plat ou presque. Une rivière peut le parcourir et disparaître dans une perte (embut) pour ressurgir plus bas, plus loin, sous forme de résurgence.                                                                                                                                                              Par exemple le poljé de Caussols (06). La rivière qui coule lorsqu’il pleut beaucoup disparait dans la perte et s’infiltre sur plus de 500m de profondeur jusqu’à atteindre une nappe phréatique profonde qui alimente la source de Bramafan dans la vallée du Loup. –ph2-3.                                                                                                                                                              Toujours dans le poljé de Caussols, l’aven de Pissareou correspond à une ancienne perte (embut) aujourd’hui bouchée. –ph4-5.

Gréolières les neiges (06), station de ski au pied du Cheiron, occupe le fond d’un poljé, on peut voir en bout de station la perte qui fait disparaître les eaux du ruisseau après de fortes pluies. –ph6.

—-des dolines, dépressions fermées circulaires ou elliptiques de dimensions modestes, peu profondes, formées par dissolution du calcaire et au fond tapissé d’argile résiduelle. En voici deux, vues sur le plateau de Calern (06) –ph7-8.

—-des dolines d’effondrement, formées par affaissement du toit d’une cavité souterraine comme le grand Laoucien à la Roquebrussanne (83) –ph9.

A Montfort, dans les alpes de haute Provence, il y a une doline bien particulière : la doline de Saint Donat. Vers l’an 500, l’évêque de Sisteron fit appel à Saint Donat d’Orléans pour évangéliser le pays de Lure. Il aurait vécu dans cette doline, dans un petit couvent dont on n’a retrouvé aucune trace, et y aurait été enterré.

En hommage à Saint Donat, on a construit au début du onzième siècle la chapelle romane de St Donat le bas qui fut une église appartenant aux bénédictins jusqu’à la révolution. –ph10 à 13. Après 1789, elle devint une grange. Classée monument historique en 1959, elle commença à être réhabilitée en 1965.

Face à la chapelle St Donat le bas, en regardant au-dessus du ruisseau le Mardaric, la colline présente un replat et une touffe de chênes serrés et hauts est visible sur la gauche du replat : c’est l’emplacement de la doline –ph 14.

Un bon quart d’heure est nécessaire pour l’atteindre. Elle passe inaperçu si l’on n’y prend pas garde ; un trou de 30m de diamètre environ et d’une dizaine de mètres de profondeur dont seules les houpes des grands arbres dépassent, s’ouvre sur la gauche du sentier. –ph15-16-17.

C’est une doline d’effondrement. Les parois verticales sont en grès à glauconie de l’albien, mais c’est une cavité, dans les calcaires bédouliens en-dessous, qui aurait vu sa voûte s’effondrer entraînant tout ce qui est au-dessus. –ph18-19.

A l’intérieur de cette doline, une surprise nous attend, et non des moindres ! Une vaste chapelle en ruine, occupe sa partie Ouest ; c’est la chapelle de St Donat le haut, construite peu après la chapelle de St Donat le bas.

C’est une église romane « souterraine » puisqu’on ne la voit pas de la surface. La nef de 16m sur 4m environ, a son mur Ouest, incomplet aujourd’hui, accolé à la paroi verticale de la doline –ph20-21-22.

Son mur Est de 7m de haut environ porte encore l’amorce d’une partie de la voûte qui a fini de s’effondrer lors des fouilles. Au bas du mur, une ouverture étroite et basse devait conduite au clocher. Trois absides en demi cercle de 3m de diamètre se suivent jusqu’au mur Nord. Elles sont bizarrement bien conservées –ph23 à27.

A l’extérieur du mur Est, la tour du clocher en partie ruinée porte encore, en lauzes et encastrées, quelques marches de l’escalier en colimaçon. Escalier bien étroit ! –ph28-29.

Le mur Nord de la nef s’arrête à 4m de haut. La paroi de la doline, en surplomb, devait le terminer. Au bas du mur, 2 orifices : celui de droite est le point de sortie des eaux qui descendent dans la doline : c’est une perte. Celui de gauche pourrait bien être le tombeau de St Donat, mais on n’a rien trouvé : aucun ossement, aucun objet. -ph30 à32.

L’abbé Andrieu, dans les années 1880-1890 a fouillé le lieu. Il a fait creuser un tunnel de 11m, a installé des rails pour jeter, à l’aide d’un wagonnet, les décombres issus de la fouille, dans le lit du torrent le Mardaric, tout près de la chapelle de St Donat le bas. Pratiquerait-on ainsi aujourd’hui ! –ph33 à35.

A l’extérieur de la chapelle on peut voir un vestige de construction annexe –ph36.

Voici donc ce que recèle cette doline de Montfort et qui en fait probablement un site unique en France et peut-être dans le monde.