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objets formés par pression-dissolution.

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.

 

 

 

Slumps

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.

doline de St Donat

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.

 

Plaques tectoniques

plaques tectoniques: histoire de plaques.

La terre s’est formée par accrétion il y a environ 4600MA.

Elle est constituée de plaques tectoniques ou lithosphériques qui peuvent s’écarter, s’affronter ou coulisser les unes par rapport aux autres.

A l’Archéen (4000MA à 2500MA) la terre produisait 2 à 4 fois plus de chaleur, évacuée par convection au niveau de rides océaniques. Il y avait de nombreuses rides et de nombreuses petites plaques hexagonales qui dérivaient très peu, lieux de formation des premières croûtes continentales.

Il semble que la mobilité lithosphérique a commencé lorsque la croissance continentale est devenue stationnaire : la superficie des masses continentales est constante depuis 1800 à 2000 MA (Icartien)

Les zones d’écartement des plaques sont les rifts océaniques où se crée la croûte océanique basaltique.

Les zones d’affrontement sont les zones de subduction et les zones de collision. Les continents, ayant une densité plus faible que le reste de la lithosphère, sont insubmersibles : ils se déplacent en permanence tantôt en se réunissant pour former un supercontinent tantôt en se fragmentant : c’est le cycle de Wilson qui peut durer de 300 à 500MA.

Le dernier supercontinent est la Pangée. Achevé au carbonifère, il se fractionne depuis le début du trias pour donner les plaques actuelles.

Certains auteurs situent le premier petit supercontinent aux alentours de 3000MA. Ce serait Vaalbara constitué de deux cratons (Kaapvaal et Pilbara).

Le suivant entre 2700 et 2100Ma serait Kenorland pour certains, mais plutôt Arctica puis Atlantica pour d’autres.

Viendrait ensuite de 1800 à 1500MA Columbia encore appelé Nuna (ensemble de 3 super continents), ph1 Suivi de Rodinia entre 1150 et 750MA (première Pangée = terre unique). ph2

L’avant dernier de 750 à 500MA, Pannotia formé d’un supercontinent Gondwana et de 3 plus petits : Baltica, Siberia et Laurentia. -ph3

Enfin la Pangée de 420 à 300MA.-ph4

Dans le futur, peut être dans 100 ou 200MA, une future Pangée : l’Amasie. -ph5

C’est lors des collisions entre les masses continentales que se forment les chaînes de montagnes :

-Chaîne Icartienne qui aurait pu constituer un supercontinent d’Atlantica ou de Columbia.

-Chaîne Pentévrienne qui aurait achevé le supercontinent Rodinia

-Chaîne Panafricaine et Cadomienne (sa partie européenne), aurait parachevé Pannotia.

-Chaîne Calédonienne qui réunit les continents Laurentia et Baltica en un seul : la Laurussia.-ph6

-La chaîne Varisque (Hercynienne et Mauritanides) va enfin réunir la Laurussia et le Gondwana pour former la Pangée. -ph7-8.

Pour compléter ces informations, voici quelques sites intéressants :

Si un lien ne répond pas, copiez l’adresse et collez la dans votre moteur de recherche .google ou autre.

https://www.youtube.com/watch?v=UwWWuttntio superbe animation !

http://www.vinsvignesvignerons.com/Geologie/Geologie-de-la-France/Une-breve-histoire-de-la-planete-terre

PALEOMAP Project : www.scotese.com/

http://www.dinosoria.com/formation-continent.html

https://www.notre-planete.info/actualites/4575-formation-supercontinents-pangee-Terre

http://www.simplegeo.ca/2012/01/la-pangee-netait-pas-unique-les.html

http://www.pourlascience.fr/ewb_pages/a/actu-comment-sont-apparus-les-premiers-continentsa-33042.php

lithothèque du limousin : http://pedagogie.ac-limoges.fr/svt/accueil/html/litho/index.htm

Centre Briançonnais de Géologie alpine https://www.cbga.net/

Stromatolithes

Les stromatolithes sont les plus anciens fossiles connus. Ils sont apparus vers 3,5 milliards d’années (en Australie, en Afrique du Sud) et vivent encore de nos jours.

Ce sont les premiers êtres vivants producteurs d’oxygène qui s’est d’abord accumulé dans les eaux des premiers océans avant de diffuser bien plus tard dans l’atmosphère et la rendre oxydante. Finalement, cet oxygène produit par les stromatolithes, puis autres organismes cellulaires, s’est accumulé dans l’atmosphère au précambrien sup vers 2,2 milliards d’années. L’ozone fait son apparition permettant le développement d’une vie sur la terre.

Les stromatolithes sont des structures carbonatées en feuillets empilés formés de particules sédimentaires piégées dans des tapis ou voiles algaires gélatineux.

A Plan de Phasy (05), dans l’eau courante, on peut observer des tapis gélatineux verts formés de cyanobactéries qui contribuent à l’édification de lamines stromatolithiques ph 1-2-3.

A Gandaillat (63-Clermont-Ferrand) dans les calcaires oligocènes bitumineux-ph 4, On peut voir tout un ensemble de stromatolithes-ph5 constituant de petites colonnes-ph6.

Une colonne est composée d’une mince couche superficielle vivante gélatineuse (tapis algaire) recouvrant des particules minérales piégées par ce tapis-ph 7.

Celui-ci est formé de filaments bactériens retenant efficacement les particules sédimentaires qui sont cimentées par précipitation du carbonate de calcium lors de l’activité photosynthétique.

Se reproduisant rapidement, un nouveau voile se reconstitue à la limite eau-sédiment, piège de nouvelles particules, une autre voile se reconstitue à nouveau au dessus etc…une colonne stromatolithique est née, pouvant croître d’un millimètre par an environ.

La superposition des lamines constitue la structure du stromatolithe-ph 8.

Le calcaire de Vitrolles (13), au niveau du plateau du Cengle, au pied de la Sainte Victoire, montre de majestueuses colonnes de plusieurs mètres de haut dont on reconnait bien les sommets occupés par les derniers voiles algaires au début du paléocène-ph 9.

Dans la carrière de Barrachin (05-St Crépin) on peut observer des lits de calcaires sombres (vases, micrites) alternant avec des lits de calcaires clairs, construits par des stromatolithes et ultérieurement dolomitisés –ph 10.

Ces stromatolithes sont bien visibles par l’alternance des lamines claires et sombres qui témoignent de l’activité rythmique photosynthétique des cyanobactéries –ph 11.

Des fragments de voiles algaires (chips ou frites) discontinus parfois redressés, emballés dans la micrite grise se sont formés lors de périodes d’assèchement. Lors de la remise en eau, ces croûtes séchées et fragmentées ont été dispersées dans la vase ultérieurement consolidée en micrite –ph 12.

Voici l’ animation qui décrit le phénomène ph 13.

Non loin de Peynier (13) dans les calcaires marneux du crétacé sup (campanien-fuvélien), la précipitation du carbonate de calcium en lamines claires et sombres est synchrone de l’activité synthétique de colonies bactériennes tapissant le fond (voiles algaires) ou encroûtant des débris (oncolites) –ph 14 et 15.

A Mas Rouge (13-Alpilles), au-dessus de l’ancienne mine de bauxite –ph 16, les calcaires du rognacien (maastrichtien) renferment de nombreux oncolites (pisolites = terme descriptif) de toutes tailles. On y voit bien les lamines concentriques autour d’un nucleus dont la nature est souvent reconnaissable (gravier, fragment de coquille…) –ph 17 et 18.