Le massif de la Nerthe : chevauchement et bassin de St Pierre,                                                             St Julien les Martigues (13).

La Nerthe (Nerto, en provençal, signifie Myrte, plante qu’on ne voit plus beaucoup) est un chaînon de 25km de long situé entre Marseille et l’étang de Berre. Son altitude est peu élevée et son relief aplani présente une surface d’érosion anté-miocène.

Le chaînon de la Nerthe correspond à une zone anticlinale dans laquelle, les compartiments tectoniques, séparés par des failles, sont disposés parallèlement à l’axe de la structure.

Il présente également des dépressions parallèles à ses bordures qui sont liées soit à la lithologie : ex- vallon de Valtrède creusé dans les  marno-calcaires de l’Hauterivien, soit à la tectonique : ex-bassin de St Pierre et St Julien les Martigues, bassin ouvert sur la mer à l’Ouest. -ph1.

3 compartiments peuvent être distingués :

1. Au nord : structure monoclinale (pendage Nord), autochtone, qui constitue le flanc sud du synclinal de l’étang de Berre. Cette structure s’étend jusqu’au bassin de St Pierre et St Julien. Dans le crétacé inf  se creusent des dépressions rectilignes dont le vallon de Valtrède dans l’Hauterivien. –ph2.
2. La partie médiane est marquée par une zone d’affaissements présentant  de petits bassins dont le bassin de St Pierre, St Julien les Martigues comblé par l’oligocène et scellé par le burdigalien.-ph3.
3. La zone sud, chevauchante, avec 3 unités.

L’anticlinal des Chapats, la dépression de la Folie, l’unité de Sausset -les -pins, crétacé inf, à allure de monoclinal à pendage sud. –coupe ph4. Le tout commence à chevaucher vers le nord fin éocène vers 40 MA, puis le bassin de Marseille commence à s’ouvrir, à l’oligocène. Des affaissements se produisent ; Le chevauchement de la Nerthe reprend, au cours de l’oligocène, s’étend jusqu’à la partie nord (flanc sud du synclinal de l’étang de Berre) autochtone ; ce faisant, elle écaille le substratum (aptien et crétacé sup) du relief qui s’était formé à la fin crétacé ; ce substratum va apparaître par érosion en fenêtre (dépression de la Folie). Des failles vont ensuite découper l’ensemble (toute la partie sud s’affaisse). L’érosion anté-miocène nivelle l’ensemble et élimine le front du chevauchement sur la partie autochtone au nord. Au burdigalien, la mer recouvre toute la Nerthe, scellant les structures.

La D5, de Sausset les Pins  à St Julien (du sud vers le nord),, va nous révéler  cette structure.

 

Arrêt 1. Parking collège de Sausset. –ph5.

Les calcaires barrémiens à rudistes, qui constituent la nappe de Sausset ont un pendage vers le sud et chevauchent vers le nord l’aptien et le crétacé sup. Le chevauchement  (pyrénéo-provençal) n’est pas visible de la route.

Arrêt 2. Parking  près de l’auberge de la Folie.

–De la route on voit les marnes et calcaires de l’aptien –ph6- qui constitue le substratum, c’est-à-dire, les dernières couches avec celles du  crétacé sup du  relief  formé fin crétacé.

–Elles ont un pendage vers le sud, mais il  passe au nord quelques dizaines de mètres plus loin avec les grès du crétacé sup  qui les surmontent. –ph7. Une schistosité de plus en plus importante les affecte en allant vers le nord –ph8- où on les voit passer sous le valanginien  des Chapats  qui a un pendage sud –ph9 à 12. On voit cet aptien et ce crétacé sup  car l’érosion a décapé les couches du dessus et formé une fenêtre qui permet de les voir.

Arrêt 3. Parking au panneau  fin de l’agglomération de Sausset –les- Pins,

Le jurassique supérieur des Chapats succède au valanginien.  Ce sont des calcaires massifs à pendage sud. Des failles verticales E-O  affectent ce jurassique. –ph 13 à 17.

Une faille plus importante  se voit bien dans le paysage et on retrouve des portions de miroir avec des cannelures qui indiquent la direction du déplacement  (qui est aussi décrochant) en bord de route. –ph18-19.

Arrêt 4. Bas côté juste avant d’atteindre le bassin de St Julien.

Une ancienne carrière a dégagé un plan structural dans le jurassique qui pend toujours vers  le sud. –ph20. Juste à côté, il y a le contact par faille avec le bassin de St Julien les Martigues. –ph21. Faille secondaire de la faille des Laurons-Ensuès qui est une faille très importante avec grand rejet  –carte ph 3 et coupe ph4. Elle marque aujourd’hui, le front du chevauchement, qui allait jusqu’au flanc sud du synclinal de l’étang de Berre, mais qui a été érodé. Cette partie (les Chapats)  a été préservée par le jeu des failles qui ont effondré la partie sud du massif au cours de l’oligocène.

Aujourd’hui, on constate que toute la couverture glisse sur le trias, couche savon de 4 km d’épaisseur. Les structures ne sont pas enracinées dans le socle (séismes que dans la couverture). Ce glissement de toute la couverture secondaire et tertiaire est induit par la surrection des Alpes et son effondrement actuel. Début du glissement fin oligocène dans les Baronnies. Ce glissement de tout le bloc Provence, marqué par des séismes historiques, s’amortit vers le Sud par le plissement du Luberon et de la Trévaresse. Le chevauchement pyrénéo-provençal  de la Nerthe– fin éocène et oligocène, fait encore obstacle au mouvement du bloc vers la mer-ph22. Jusqu’à quand ?

Le bassin de St Pierre, St Julien les Martigues s’ouvre devant nous. D’environ 9 km de long pour 2 de large, largement ouvert sur la mer, il se situe dans la zone des affaissements médians. –ph1, 3, 4 et vue aérienne 23.  C’est un fossé d’effondrement Est-Ouest dans le crétacé. Il est couvert de formations superficielles et de burdigalien discordant. L’oligocène, qui le remplit,  affleure surtout au sud, avec 3 formations : lacustre avec calcaires feuilletés et marnes, puis lagunaire avec du gypse saccharoïde d’une épaisseur maximale de 100m, enfin continentale avec marnes et conglomérats qui se sont déposés suite aux effondrements du bassin qui l’ont agrandi et approfondi (probablement un peu plus de 250m). –ph24-25. Il est constitué de compartiments effondrés séparés par des failles N-S. –ph 45 .

Nous allons le traverser d’abord dans sa partie orientale, puis dans sa partie centrale, enfin dans sa partie occidentale.

–Partie orientale :

Arrêt 5. St Julien, près du cimetière et de l’église.

Calcaires et marnes de St Pierre de faciès lacustre. Les calcaires sont en plaquettes ou crayeux, riches en fossiles de gastéropodes- bithynies et hydrobies, riches également en tiges de Charas dont on peut voir les verticilles quand la coupe le permet, et des oogones (fruits).  On y trouve également des silex (gels de silice provenant d’éponges siliceuses). –ph  26 à 32.

Arrêt 6. Contact avec la zone autochtone, au nord.

Zone présentant  plusieurs failles E-O, avec des parties affaissées (aptien). Cette zone a fourni près de 80 m de conglomérats. Elle était recouverte par le chevauchement qui a disparu par érosion. –carte geol 3.

Les calcaires de l’aptien sont affaissés par rapport au barrémien. La faille au N affecte cet aptien qui pend vers le sud –ph33-34-35. La faille au sud, présente une brèche de faille épaisse de plusieurs mètres –ph 36 à 38. Il y a aussi des failles dans le barrémien. –ph39.  Le contact avec le valanginien est, lui aussi, faillé –ph 40-41. La portion de barrémien proche du valanginien, est affaissée et s’est tordue en antiforme. –ph42. Le valanginien calcaire présente un pendage de 30° vers le nord. –ph43.

Arrêt 7.  Vallon de Valtrède.

Le vallon est creusé dans les marno-calcaires de l’hauterivien, parallèlement à l’axe du chaînon. Des cultures occupent les parties marneuses. –ph44.

En suivant la route vers l’ouest, on peut voir une faille N-S qui découpe le bassin en  un mouvement un peu décrochant. –ph 45.

La coupe –ph46- synthétise les observations effectuées au cours de la traversée de cette partie orientale du bassin de St Pierre.

–Partie centrale :

Arrêt 8. Les Ventrons. Côté nord du bassin de St Pierre.

Le contact avec le bassin est marqué par une faille pas très visible.                                                Le barrémien à rudistes, massif,  s’incline vers l’étang de Berre –ph47et 3. Lui succède, vers le sud,  l’hauterivien qui est ici, un calcaire à rudistes. On peut reconnaître des Requienia, des Toucasia, des microfossiles (orbitolines …) –ph48-49.

Une brèche qui remplit  cette partie du bassin fait suite sans qu’on puisse voir la faille de manière satisfaisante.-ph50-51.

Arrêt 9. Gypse. Côté sud du bassin.

Le gypse de St Pierre a été exploité jusqu’en 1973 par puits et galeries souterraines.

On ne peut y accéder –ph52. Il s’agit de gypse saccharoïde, sur une soixantaine de mètres d’épaisseur,  en bancs stratifiés de 30 à 50 cm de puissance. Ce gypse témoigne d’un faciès lagunaire (au rupélien). Au-dessous, le faciès lacustre est représenté par des calcaires en plaquettes et des marnes et au-dessus le faciès continental est constitué de marnes grises puis de conglomérats, le tout est recouvert  par des formations superficielles subactuelles. –ph3-coupe 46.

La transgression burdigalienne a laissé des biocalcarénites en discordance sur le rupélien, et des sables et marnes sur une vingtaine de mètres d’épaisseur. Ici on peut voir ces biocalcarénites et un banc d’huîtres accumulées par un paléocourant -ph53-54.

Arrêt 10. Bassin de la Gatasse et côté sud. Oligocène. –ph3.

En suivant la D49 vers le sud, on passe sur le contact bassin-barrémien faillé et la petite route qui part sur la droite vers la Gatasse, montre une partie du miroir d’une grande faille E-O, parallèle au bassin.  –ph55 à 57.

La dépression qui abrite la société de chasse la Loutre est un petit bassin oligocène perché sur le barrémien à rudistes, affaissé par 3 failles.  Les marnes et calcaires  oligocènes occupent le centre du bassin alors que les  bordures sont constituées de brèches de faille. –ph 58 à 62.

La biocalcarénite du  miocène (burdigalien) repose en discordance, par l’intermédiaire d’un conglomérat de base sur la surface d’érosion et scelle les failles normales. –ph 63 à66.

–Partie orientale :

Arrêt 11. Vers Lavera, chemin des olives. –ph3.

Bordure nord du bassin de St Pierre. Discordance du burdigalien  riche en fossiles d’huîtres en particulier, sur le barrémien qui présente une surface d’érosion pholadée. –ph67 à70.

Arrêt 12. Les Renaïres. Flanc sud du bassin de St Pierre.

Depuis le parking, en se dirigeant vers le petit port de Ponteau, on passe par 2 caps et 2 baies ayant  des cordons littoraux et des lagunes. Les baies sont creusées dans des calcaires à silex  de l’aptien (bédoulien). Le fort pendage de ces couches calcaires résulte d’un plissement (fin crétacé) antérieur à l’érosion ayant pénéplané cette zone. Les calcaires à silex de la seconde baie supportent une discordance angulaire subhorizontale comblée par une lumachelle à huîtres et balanes du burdigalien. Cette discordance est matérialisée par une paléosurface affectée de trous de pholades remplis de sédiments  (sables miocènes devenus grès). –ph71 à74.

Dans l’ancienne carrière de Baume Longue, un pan de falaise épargné, supporte une ligne haute tension. On y retrouve la discordance du burdigalien sur les calcaires du bédoulien.  –ph 75-76.A y regarder de plus près, on découvre une deuxième discordance : celle de l’oligocène  (calcaires et marnes) sur les calcaires à silex du  bédoulien. –ph77-78. Le remplissage du bassin de St Pierre s’est fait par une subsidence active traduite par la fréquence des lamines et des stratifications obliques (présence de paléocourants dans un environnement peu profond attesté par des characées). –ph79 à 81.

Ces deux étages (bédoulien et oligocène) ont été érodés avant la transgression du burdigalien qui  repose indifféremment  sur ceux-ci. –ph82. Par endroits, on peut voir des chenaux à matériaux polygéniques, et des fossiles moins fréquents –dents de requins. -ph83-84.

Postérieurement à la structuration de la Provence au Bartonien (éocène), le secteur des Rénaïres a connu des événements importants :

—-le remplissage  du bassin de St Pierre lié au rifting oligocène, prélude à l’ouverture de la Méditerranée (algéroprovençale).

—-la transgression burdigalienne, expression de  la première véritable sédimentation due à cette Méditerranée nouvellement créée, vient sceller aussi bien le chaînon arasé de la Nerthe que le bassin comblé de St Pierre.

                                                               Le dôme de Remollon (05).

Présentation : Lors de notre sortie à Ancelle (05) nous avons vu les terres noires (Js) qui constituent dans la ZD (zone dauphinoise) une partie considérée comme autochtone quoique un peu déplacée par endroits (voir page Ancelle). Ces terres noires entourent le dôme de Remollon que nous avons vu de loin  et sont les couches les plus jeunes. Le sillon de Gap est creusé dans ces mêmes terres noires, et le glacier durancien est passé pendant tout le quaternaire, de part et d’autre du dôme de Remollon qui a bien mieux résisté que ces dernières.

Le dôme de Remollon est constitué, en fait, de deux anticlinaux :

——-l’anticlinal Est, d’Espinasses, d’axe N-S qui plonge vers le N (vers Chorges) est celui qu’on voit le mieux car coupé, traversé en son cœur par le glacier durancien. Il culmine au mont Colombis (1733m). Il est éventré par des failles N-S bien élargies par les glaciers. Son cœur triasique se voit très bien au-dessus et de part et d’autre du village d’Espinasses. -Ph1-2.

——-l’anticlinal Ouest, de Remollon, d’axe NO-SE, plonge vers le NO (vers Gap) se voit moins bien, mais on peut suivre son flanc Ouest jusqu’aux abords de Tallard où il forme un synclinal plongeant lui aussi vers le NO : c’est le synclinal de Tallard dont le flanc méridional est rompu et chevauche au niveau de La Saulce, l’écaille de Barcillonnette. Cet ensemble dôme de Remollon, synclinal de Tallard, chevauchement appartient au lobe Ouest de la nappe de Digne. –ph 3 à 6.

——ces deux anticlinaux sont séparés par une zone linéaire de dislocations avec plusieurs failles  formant une zone affaissée que suit la vallée de l’Avance  et qui a déformé le flanc Est de l’anticlinal de Remollon. –ph7-8.

———Coupe du dôme de Remollon qui figure sur la carte géologique de Chorges –ph8a –

La plupart des failles sont des failles normales N-S qui ont abaissé, le plus souvent, le compartiment Est. La série liasique (J inf) très épaisse s’est déposée sur un bloc basculé dont on retrouve la roche du socle sous la chapelle St Roch et à Chaussenoire dans la vallée de l’Avance. Cette série s’est déposée pendant l’expansion de l’océan alpin.

Les différents arrêts vont apporter des précisions.

+++arrêt 1. Remollon- Chapelle St Roch. –ph 9 à 11 .

La chapelle St Roch est bâtie sur un piton rocheux dont le flanc Sud a été exploité en carrière avant la construction du barrage de Serre Ponçon pour protéger les vergers contre les crues de la Durance. Les blocs servaient à la construction de digues de protection.       On y trouve surtout des micaschistes à muscovite, séricite, chlorite. Il y a eu plusieurs générations de contraintes car la foliation est plissée. Il y a aussi des leptynites et des lambeaux de conglomérats à galets de gneiss, arkoses. Dans les veinules il y a des minéralisations avec barytine et sidérite. Des “collectionneurs” peu scrupuleux ont dilapidé le site. Ces roches ont subi un métamorphisme SV (schiste vert) et sont hercyniennes.                                                                                                                                                          On voit donc, ici, affleurer le socle. Des failles l’ont fait remonter.                                                   De la chapelle, on voit les terrains triasiques et jurassiques que nous allons examiner en des lieux accessibles, au cœur et sur le flanc Est de l’anticlinal d’Espinasses. –ph 12-13 .

+++arrêt 2. Espinasses. –ph 14 à 16 .

Tout autour du village du gypse est à l’affleurement ; il est daté du trias sup. il n’y a donc pas de continuité (au moins en apparence, car il y a des alluvions, de la végétation) avec le socle qui affleure à la chapelle St Roch. On peut reconnaître du gypse saccharoïde, de l’albâtre (gypse secondaire), des niveaux argileux sombres remontés avec le gypse, des calcaires dolomitiques dont certains sont plus ou moins cargneulisés par les eaux sulfatées. Ces roches formées à très faible profondeur ont été enfouies lors de l’ouverture de l’océan alpin, puis remontées lors des phases tectoniques qui ont abouti à la formation des Alpes ; ce sont des couches “savon” qui ont facilité les chevauchements.

+++arrêt 3. Au-dessus du village. Basaltes du Rhétien.

Au-dessus du gypse, la route révèle deux affleurements de roches vertes qui sont des basaltes datés du Rhétien (fin du Trias), émis lors des premières distensions qui ont précédé l’ouverture de l’océan alpin du Jurassique au Crétacé inf. Ce sont des lambeaux de coulées. Elles ont subi un métamorphisme de faciès SV (schiste vert). Ainsi  les pyroxènes sont transformés en chlorite et argiles. Elles  ont également été tectonisées au moment de la formation du pli.                                                                                                                                                 Le premier affleurement est très redressé contre une faille N-S (comme toutes celles qu’on voit sur cet anticlinal –ph1). Dans la faille ont circulé des fluides hydrothermaux qui ont métasomatisé (altéré, transformé) le basalte et  le calcaire. –pha et b.

Le deuxième affleurement montre un miroir de faille qui affecte le basalte. Enserré, il présente des plans de schistosité de fracture. Le Jinf dont le pendage est normalement vers l’Est, présente lui aussi des plans de schistosité de fracture qui indiquent un déplacement de ce jurassique sur le basalte vers le Nord (sens du plongement de l’anticlinal). –ph c à g.

+++arrêt 4. Remollon. Cascade pétrifiante. –ph 17 à 21 .

Avec cette quantité de gypse dans les villages de Remollon et d’Espinasses, les eaux doivent être très minéralisées, et même thermales.

La source de Font Salée émergeait dans les allluvions en rive droite de la Durance. Elle a disparu lors de la réalisation du barrage de Serre Ponçon. Riche en silice provenant du socle et minéralisée (Na, Cl, SO4) à partir des évaporites du trias qui affleurent non loin ; les failles et les terrains karstiques du jurassique ont favorisé le cheminement des eaux vers la surface. Il a donc fallu protéger les bétons du barrage contre la corrosion des eaux sulfatées. Température 45° à 60°C. On pourrait l’exploiter à condition de la retrouver.

A Remollon, on peut voir la cascade pétrifiante dont l’eau provient du trou de l’écluse (un fontis= effondrement en entonnoir profond dans le gypse). Elle faisait tourner la roue d’un moulin jusqu’en 1920, avant de se jeter dans la Durance. La roue pouvait tourner aussi en hiver car la température de l’eau est à 20°C : c’est une eau thermale riche en carbonates et sulfates qui pétrifie tout objet sur son passage.

+++les premiers terrains du Jurassique inf (Hettangien, Sinémurien) constituent l’assise du barrage de Serre Ponçon. Ils ne sont pas accessibles. Nous les dépassons pour aller voir le Pliensbachien (Carixien et domérien). –ph22 à24.

+++arrêt 5. Flanc Est de l’anticlinal d’Espinasses. Carixien. –ph 25 à36 .

Calcaires noirs –ph25, à patine ocre, partie supérieure ondulée -ph26. Ils sont riches en ammonites de type Lytoceras et Uptonia en particulier, et en belemnites. Là aussi des “pilleurs” ont saccagé le site. On peut remarquer la présence de petites failles N-S probablement normales qui ont rejoué en décrochement senestre pour celle-ci. Un  ruisseau intermittent a creusé son lit au niveau de cette faille. –ph 37 à39.

+++arrêt 6. Flanc Est de l’anticlinal d’Espinasses. Domérien. –ph 40 à45.

La chute du saut de Rolland entame la partie calcaire du Domérien. Les couches présentent à leur surface des fossiles d’ammonites (Amaltheus et Grammoceras), ainsi que des belemnites qui vivaient dans l’océan alpin en voie d’extension. L’identification de ces moules internes d’ammonites n’est pas simple. On voit très bien la barre rousse toarcienne qui chapeaute nombre de sommets –ph46.

———–la zone de dislocation entre les deux anticlinaux. –ph47.

Elle est empruntée par un petit cours d’eau -l’Avance- qui prend sa source à Chorges et se jette dans la Durance un peu avant Tallard. L’Avance n’est pas une rivière assez puissante pour avoir creusé une vallée aussi large et profonde. C’est une langue du glacier durancien qui l’a creusée, favorisée par la zone fracturée qui sépare les deux anticlinaux.

+++arrêt 7. Vue vers St Etienne le Laus, au Sud de la zone fracturée.

La zone fracturée est étroite ; elle affecte le Jinf et effondre le toarcien –ph 7 et 48.                Le village de St Etienne le Laus est bâti sur le J moyen (Bajocien) qui forme un relief en voie d’érosion au Nord du village ; malgré ce relief, le J moyen est affaissé sous le Jinf qui le domine ainsi que le trias qui lui fait suite.

+++arrêt 8. Au nord de la zone fracturée. –ph49-50.

En se dirigeant vers la Bâtie Neuve, à gauche de la route (vers NO), on peut voir les calcaires et marnes bien lités du bajocien inf (Jm) sur lesquels reposent les marnes noires (Jm à Js). En se retournant, on peut voir la succession Toarcien sup, Aalénien, Bajocien inf, marnes noires coupée par le lit de la rivière. –ph 51 .

On devine également la faille normale qui effondre cette partie de la vallée par rapport au J inf du flanc Ouest de l’anticlinal d’Espinasses. –ph51.

La partie NO de la vallée occupée par les terres noires est aussi effondrée par rapport au Jm (Aalénien) de la Bâtie Vieille et des Santons. –ph52.

On a  donc un véritable graben au Nord de la vallée de l’Avance.

+++arrêt 9. Au centre de la zone fracturée. –ph53.

Au niveau de l’embranchement qui conduit au village d’Avançon, on a une vue sur la montagne de l’Aigle qui domine la vallée avec sa barre rousse bien reconnaissable. On voit également le village de Notre Dame du Laus situé au bord d’un bombement bien circonscrit, constitué de gypse : c’est un diapir de gypse triasique. Le village se trouve sur sa bordure Nord et une carrière (plâtrière) sur sa bordure Sud, laissant appréhender le volume du diapir. –ph54 à56.

La ph 57 reprend les observations faites sur la rive droite de l’Avance.

De ce lieu, on ne voit pas si la zone centrale est aussi affaissée, mais on voit le diapir de ND du Laus qui s’élève. Son mouvement d’ascension est il terminé ? Peut-être pas.

+++arrêt 10. Sur le diapir. –ph 58 à 64.

La route qui conduit à ND du Laus passe sur le diapir où on peut observer à loisir, du gypse saccharoïde, de l’albâtre, des cargneules, du calcaire dolomitique, des argiles. Du gypse qui se dissout puis recristallise plus bas sous forme de feuillets très fragiles. Les fines couches de gypse sont très redressées, elles ont suivi un chemin ascendant, ondulé.

+++arrêt 11. Vue sur la rive gauche de l’Avance. –ph65.

On voit le flanc Ouest de l’anticlinal d’Espinasses constitué de J inf. Le village d’Avançon sur l’Aalénien (Jmoy) affaissé, le hameau de Chaussenoire, avec, là aussi, du socle constitué de micaschistes remontés et à l’affleurement, par le jeu de failles. Le trias ne forme pas, ici, de diapir, probablement à cause de l’épaisseur et du poids très important des couches du J inf qui sont au-dessus.

———En résumé, cette sortie nous aura permis de voir les trois parties qui constituent de dôme de Remollon qui appartient à la nappe de Digne (lobe ouest).

Les géologues alpins ont émis plusieurs hypothèses pour expliquer comment ce chevauchement aurait entraîné et remonté à St Roch et à Chaussenoire des micaschistes du socle hercynien. J’aime bien, sans apporter d’arguments,  la troisième hypothèse qui suggère qu’un lambeau de bloc basculé (socle) aurait été cisaillé et emporté sous le chevauchement (sous le gypse, couche savon) de la nappe –ph 66.

 

Front de la nappe des flyschs à Ancelle (05) et paysages

Ph1- Ancelle est situé dans la zone externe des Alpes, la ZD (zone dauphinoise), au front des nappes de l’Embrunais–Ubaye (E-U) séparées en deux par la ½ fenêtre d’Embrun.

Il y a deux nappes : à la base, la nappe de l’Autapie et, au sommet, la nappe du Parpaillon. Seule, la nappe de l’Autapie est bien visible à Ancelle.

Ces nappes sont constituées de roches de type turbidites. Des séquences répétitives de calcschistes, grès fins, calcaires fins, pélites. Dans les calcschistes on trouve des traces méandriformes de « vers » : ce sont les flyschs à helminthoïdes -ph2- on trouve également des fossiles d’organismes planctoniques –les Globotruncana qui donnent un âge crétacé sup à ces sédiments turbiditiques.

Ces flyschs turbiditiques sont les derniers sédiments formés dans l’océan alpin en voie de subduction. Lors de la collision, de la formation de la chaîne alpine, ils ont été expulsés  vers l’Ouest, envahissant les bassins flexuraux de plus en plus externes au fur et à mesure de la progression de la chaîne alpine vers l’Ouest. –ph1. (voir page bassins flexuraux et page lac du Lauzanier). La sédimentation dans les bassins flexuraux est caractérisée par la trilogie calcaire à nummulites, marnes bleues, grès d’Annot, ici du Champsaur.

Au cours de cette sortie, nous allons voir  le front de la nappe de l’Autapie (CPF), la ZD (zone dauphinoise), avec la semelle de la nappe, le bassin flexural et ses sédiments, les terres noires du Jurassique sup plus ou moins autochtones. Nous n’oublierons pas les paysages variés qui vont s’offrir à nous, dont certains gardent l’empreinte des dernières phases de la  glaciation du würm.                                                                                                                Des précisions seront apportées au cours des différents arrêts.

• 1-Du col de Moissière au sommet de St Philippe.

Nous allons remonter le temps en partant des terrains les plus jeunes pour aller vers les plus vieux.

—-Quelques vues : -ph3-4-5. En regardant vers l’Est, on constate que l’altitude des sommets est de plus en plus élevée. C’est dû à l’empilement des nappes, leur épaisseur (200m pour l’Autapie, plus de 1000m pour le Parpaillon et son soubassement, seul visible dans ce paysage), mais aussi aux plis intra nappes qui les accompagnent.

—-On arrive rapidement sur la formation appelée schistes à blocs, datée de l’oligocène inf (rupelien). –ph 6 à9. On voit des blocs de toutes tailles, d’âge et de nature diverse, emballés dans une matrice argilo-pélitique sombre. C’est un ensemble d’olistolithes (olistostrome). Certains blocs présentent des figures de paléocourant à l’envers (flute cast). -ph10-11.

Ces blocs proviennent des couches sous-jacentes arrachées et d’éléments de la nappe de l’Autapie juste au-dessus. En s’avançant vers l’Ouest, le front de la nappe de l’Autapie a produit des blocs qui se sont écroulés dans le bassin flexural et des blocs arrachés aux couches sous-jacentes, le tout a été emballé dans les sédiments vaseux du bassin flexural. Ils ont subi par la suite, une schistosité à l’origine du nom de cette formation.                       Ces schistes à blocs reposent donc sur les sédiments du bassin flexural, en discordance de ravinement. La photo 12 est la coupe de ces affleurements.

—-Au cours du würm, le sommet de St Philippe et les schistes à blocs étaient plus haut que le glacier durancien. Lors de la fonte du glacier, ils ont formé un relief abrupt au-dessus de l’auge glaciaire ; relief, qui a fini par s’écrouler. Le lac Faudon se trouve dans la niche d’arrachement de ce glissement de terrain. –ph13-14.

—-On va observer, maintenant les sédiments du bassin flexural en commençant par les plus jeunes : les grès du Champsaur jusqu’au sommet de St Philippe.                                        Les grès plutôt fins sont des roches détritiques qui présentent des figures de granoclassement,  des stratifications obliques qui montrent que ces grès sont en position normale (à l’endroit, non renversés) et de nature turbiditique. –ph15 à17.

On retrouve ces grès au sommet de St Philippe –ph18-, toutefois, ils sont séparés par une lame de calcaires nummulitiques –ph19-20- il y a donc un petit écaillage des couches du bassin flexural, qui sont donc parautochtones dans cette ZD. –ph21-22.

• 2-Sommet de St Philippe.

La vue à 360° est un plaisir pour les yeux. –ph23 à 27.

• 3-descente jusqu’aux terres noires. –ph28 à32.

On voit bien au-dessus des terres noires, en discordance, les calcaires à nummulites et les marnes bleues. On y a trouvé des globigérines (fossiles planctoniques) qui, avec les nummulites, les datent du priabonien (éocène sup).

• 4-vers Ancelle, le front de la nappe du flysch de l’Autapie.

La route, peu avant Ancelle entaille la nappe de l’Autapie tout près de son front  (CPF-chevauchement pennique frontal). Les flyschs (anciennes turbidites du crétacé sup) chevauchent les schistes à blocs qui reposent dans le bassin flexural qu’on vient de quitter. Le front de cette nappe est très déformé. On peut y voir :

Des plis en synforme –ph33-, en antiforme – ph34-, des bourrages dans les cœurs de plis –ph35-, des plis en genou (déversés) –ph36 – certains s’affrontent et présentent des bourrages importants –ph37-38-, de petites failles dont certaines sont inverses, -ph39-. Dans  un virage en épingle, l’affleurement est unique ! –ph40-  On y trouve pêle-mêle des couches pliées, repliées, faillées, désorganisées, de petits chevauchements, des brèches tectoniques. Schéma et gros plan avec les photos 41 et 42.

La photo 43 est une synthèse de nos observations.

• 5-Ancelle, sa situation. –ph44-45.

Outre les nappes de flysch (Autapie, Parpaillon), on voit qu’Ancelle est situé dans une plaine : la plaine de Lachaup, limitée au nord par la butte de Coste Longue qui est en fait une moraine datée de la première phase de glaciation du würm (w1), la plus froide. Il y a eu au moins une demi douzaine de phases de glaciation au würm.

A cette époque (w1), le glacier très imposant de la Durance rejoignait le glacier du Drac en passant par le col de Manse et le col Bayard. Coste Longue est une moraine latérale du glacier durancien.

Cette butte, obstacle à l’écoulement des eaux en période de réchauffement, a formé un lac qui a persisté jusque vers la fin du würm.

Au bout de la plaine de Lachaup, à l’Est, -ph46- on voit la vallée de la Rouanne. Un petit glacier existait bien au w1, mais il atteignait à peine les quartiers Est d’Ancelle.

On peut voir, encore aujourd’hui une partie du front morainique du glacier de la Rouanne aux Cousteilles. –ph47.

De nos jours, la Rouanne est une vallée en V ; son lit traverse le front morainique et la plaine de Lachaup. –ph48.

• 6-Le puy de Manse.

Non loin du puy de Manse, on peut voir vers le sud, le dôme de Remollon, anticlinal jurassique à cœur triasique. Les terres noires où nous nous trouvons sont les couches les plus jeunes de cet anticlinal (oxfordien). –ph49. Le glacier durancien a raboté ces terres noires pour rejoindre le glacier du Drac. On voit l’ensemble des sommets qui sont de plus en plus élevés vers l’Est et la situation de St Philippe.-ph50-51.

Le puy de Manse a conservé un peu de crétacé inférieur et le tithonien  au-dessus des terres noires alors que, non loin de là, à St Philippe, le bassin flexural éocène repose directement sur les terres noires. L’érosion y a été plus forte. -ph52.

On peut voir également un grand glissement de terrain qui affecte les moraines de w1. Elles  ont glissé et se sont étalées sur les moraines du w2. On peut constater qu’à cette deuxième phase de glaciation  (w2) le glacier durancien rejoignait toujours le glacier du Drac, ce qui ne sera plus le cas par la suite où chaque glacier restera dans sa vallée. –ph52.

• 7-La Rochette. –ph53-54.

  

  

  

  Le chapeau de Napoléon domine le petit village de la Rochette. Au-dessus des terres noires il y a les calcaires de l’oxfordien sup et du tithonien qui n’ont pas été enlevés par l’érosion comme à St Philippe tout proche. La moraine est à une altitude inférieure à celle du col de Manse, le glacier de la Durance qui l’a abandonnée ne rejoignait plus le glacier du Drac (on est à une phase de glaciation  post-w2).

On peut constater que les terres noires qui sont à la base de St Philippe reposent sur l’oxfordien sup et qu’on retrouve ces terres noires en position normale (sous l’oxfordien sup) au niveau du chapeau de Napoléon. Il y a donc, là aussi,  un petit chevauchement vers l’Ouest de cette ZD autochtone, qui est en fait en partie parautochtone.

 

Texte de ma conférence, suite aux nombreuses observations faites au cours de nos sorties le long de la Durance.

                                            La Durance, grande rivière de Provence

                                                ……et son histoire géologique

 

++La Durance prend sa source sur les pentes du Chenaillet, au dessus de Montgenèvre, près de la frontière Italienne et se jette dans le Rhône à Avignon.-ph1.

Le Chenaillet, qui a échappé à la disparition par subduction, est un lambeau de lithosphère océanique avec manteau et croûte  comprenant des gabbros et des laves en coussin –ph2,

Les plus belles laves en coussin des Alpes sont visibles vers 2400m d’altitude –ph3.

La Durance mesure 305 km  environ et son bassin versant a une superficie de 14225 km2 .C’est le 4 ieme bassin Français –ph4.

Son débit moyen est de 190 à 200 m3/s à Avignon.

Mais son régime est caractérisé par des étiages marqués 35 à 40 m3/s, fréquents. Le débit réservé  4,5m3/s ne suffisant pas à l’autoépuration de ses eaux. Ses affluents apportent heureusement de l’eau qui limite la pollution –ph5.

Le régime est marqué aussi par des crues ; -ph6-7.

Crues centennales de 4500 m3/s

Crues décennales de 2500 m3/s

Crues annuelles de 1600 m3/s

La crue de janvier 1994 a atteint 3000m3/s –ph8-9.

Jusqu’en 1960 (Serre Ponçon), les crues pouvaient être catastrophiques jusqu’à 6000m3/s (6800en 1886) ainsi que pendant le petit âge glaciaire (du XVI au XIX siècle). –ph10.

Mais  les barrages ne peuvent empêcher les grandes crues. Aussi, depuis  2010, EDF a  créé un piège à graviers sur le Buech pour éviter les inondations à Sisteron. –ph11-12.

320 000 m3 de graviers ont été extraits et en 2012 une banquette de débordement pour élargir le lit de la Durance a été aménagée ; les limons enlevés ont servi à la réhabilitation de carrières et à la valorisation de terres agricoles. Un entretien de ce piège à graviers est programmé.                                                                                                                                                            Sur presque toute sa longueur, la Durance a un réseau en tresses ; ce n’est pas une rivière mais un torrent –ph13. Son taux d’érosion chimique est de 121T/km2/an et son taux d’érosion mécanique est de 364 T/km2/an. Ces taux sont supérieurs aux taux mondiaux moyens.

D’ailleurs le comblement rapide du barrage de l’Escale nous le montre bien (il ne reste que le chenal sur 16 M m3) –ph14. Et on voit bien sur  cette photo le comblement du bout du lac de Serre Ponçon par le torrent de Boscodon, torrent très actif qui a 3 bassins de réception, au lieu d’un seul. La Durance ne pouvant plus entrainer les blocs et les galets et l’exploitation de la gravière n’y suffit pas ! –ph15 à17. Cependant, à cause des barrages, le cours de la moyenne Durance présente des segments qui ont perdu de l’énergie. Le réseau en tresses est interrompu par des secteurs à méandres qui peuvent toutefois provoquer des dégâts. Ainsi, cet agriculteur de Mirabeau a perdu quelques hectares, d’autant que l’autoroute gêne la divagation de la rivière –ph18.

La Durance a été aménagée après le Verdon : d’une part à cause de son trajet nord-sud avec une forte pente (3m/km), d’autre part, il y a peu d’endroits suffisamment resserrés pour y installer un barrage pouvant contenir assez d’eau. L’invention du barrage masse a permis l’équipement de la Durance.                                                                                                               Le Verdon présente, lui, une bonne partie de son cours sans le sens Est-Ouest, dans le sens des plissements, avec une pente moindre, des endroits resserrés et des possibilités de rétention de l’eau –ph19.                                                                                                                                     Le barrage de Serre Ponçon, le plus grand d’Europe, 1,2 milliards de m3, sur 27 km de long, produit 700 millions de kwh. Avec 17 barrages et 30 centrales hydro-électriques, Durance et Verdon produisent 6 à 7 milliards de kwh, soit 10% de la production hydroélectrique française, ce qui ne suffit pas à la région –ph 20 à22.

Les prélèvements par les gravières sont maintenant interdits dans le lit mineur, mais il y en a beaucoup dans le lit majeur, ce qui entraine inexorablement un abaissement du lit mineur, donc  assèchement de terrasses, pollution de  la nappe mise à l’air libre, érosion régressive accrue –ph23 à 25.                                                                                                                           De l’Argentière la Bessée à Montdauphin, elle suit une faille : la FHD (faille de haute Durance), qui passe par Risoul et va finir dans le massif du Mercantour ; faille toujours active, le séisme du 26 février 2012 à St Paul sur Ubaye nous le rappelle –ph26 à 28.

Puis de Peipin au pont de Mirabeau, elle suit une autre faille la FMD (faille de la moyenne Durance), faille la plus sismogène de France, et toujours active ; témoin le séisme du 19 septembre 2012 à Volx. (8 ieme de l’année au lieu de 3) –ph29-30.

Elle suit ensuite un parcours Est-Ouest jusqu’au Rhône. A l’Argentière la Bessée il y a confluence entre la Gyronde qui vient du parc des écrins en passant par Vallouise et la Durance qui creuse une gorge dans le fond de son auge glaciaire pour rejoindre la Gyronde. Ce qui signifie que le glacier de la Durance rejoignait le glacier de la Gyronde par un gradin de confluence, il était donc un glacier secondaire, le principal étant celui de la Gyronde.    La Durance ne devrait donc s’appeler Durance que jusqu’à l’Argentière  et ensuite Gyronde jusqu’à Avignon –ph31 à33.

On peut constater également que la Durance n’est pas plus longue que la Cerveyrette ou l’Orceyrette et dans tous les cas elle est plus courte que la Guisane et surtout la Clarée ; par conséquent, du pied du col de Montgenèvre  jusqu’à l’Argentière elle devrait s’appeler Clarée –ph34. Mais comme,  seule, la vallée de la Durance ne se termine pas en cul de sac, on l’a privilégiée par rapport aux autres.

++On peut retrouver dans les paysages et les affleurements l’histoire la plus récente de la Durance, son histoire quaternaire qui n’est pas encore effacée par l’érosion. Le château de Mison, au nord de Sisteron est bâti sur un rocher –ph35- qui est un reliquat du cône fluvioglaciaire du glacier de la Durance à l’interglaciaire du günz  vers 600kans. Le glacier dont il ne reste plus de traces devait se trouver vers Veynes (05).

On peut y voir des périodes de fonte avec des débâcles suivies de périodes plus froides ou les alluvions étaient remaniées par des chenaux en tresses –ph36. Une petite animation, tente d’expliquer la formation de ces remaniements avec disposition inclinée des galets –ph37-38. En regardant vers le sud, vers Sisteron, on peut reconnaître des dépôts laissés au cours des 4 glaciations du quaternaire sur les terres noires jurassiques  -ph39.

Günz ( inter) au château de Mison, Mindel ( 400 à 600 kans), fluvioglaciaire,  sur la route menant à Ribiers et au-delà vers le sud, Riss (120 à 300 kans) dont il ne reste que les moraines de fond formant une arête de Mison à la Sylve et Würm  ( 100 à 10 kans) dans la vallée du Buech  et de la Durance visible vers Thèze, fluvioglaciaire –ph40. On trouve des lambeaux des différentes terrasses glaciaires tout le long du parcours de la rivière : -ph41 à45. Par exemple à Volonne, St Auban, au pont de Mirabeau sous la chapelle Ste Madeleine, à Embrun et Eygliers sous le fort de Montdauphin (même terrasse fluvioglaciaire de Würm découpée par  l’érosion).

Au Riss (plus forte glaciation), le glacier atteignait Sisteron ; là, il se fragmentait et des radeaux de glace pouvaient emporter d’énormes blocs que la rivière n’aurait jamais pu transporter –ph46-47. Ils se déposaient plus loin sur le cône fluvioglaciaire à la hauteur de Salignac ; certains ont atteint St Auban –ph48 à51.

L’explication n’est pas très convaincante. Mais suite à l’étude de la formation deltaïque située au nord de Ribiers, datée de la fin du Riss, une autre explication a vu le jour (communication orale de JC.Hippolyte, géologue au Cerege).

Le glacier atteignait bien Sisteron, mais, au moment de la débâcle (vers la fin de la glaciation), un lac s’est formé entre Laragne et Ribiers (d’où, la formation deltaïque), les eaux ne pouvant s’écouler suffisamment, le lac a pris de l’ampleur, jusqu’à ce que la glace qui obstruait le verrou de Sisteron, ne puisse plus résister. Le lac s’est alors vidé, emportant d’énormes blocs jusqu’à St Auban. C’est ce qu’on craint aujourd’hui dans les Alpes avec la fonte rapide des glaciers –ph52 à54.

Pendant les glaciations du quaternaire, la Durance était un fleuve ; passant par le seuil de St Pierre de Vence, elle longeait ensuite  les Alpilles et se jetait dans la mer au niveau d’Arles, repoussant le Rhône vers la faille de Nîmes –ph55. Puis elle passa par le seuil de Lamanon   pour se jeter dans la mer au niveau de Fos sur mer.                                      Aujourd’hui, le canal EDF emprunte  ce passage pour aller vers Salon –ph56.

Puis, il y a environ 30 000 ans  au würm récent, elle emprunta le seuil d’Orgon pour devenir affluent du Rhône –ph55-56. Mais son cône de déjection  repoussa le Rhône vers l’Ouest et obligea l’Ouvèze à remonter vers l’amont pour le contourner. Elle rejoint aujourd’hui le Rhône à Avignon. Le passage vers Avignon a été permis par un affaissement du seuil d’Orgon dû au jeu de la  faille Salon-Cavaillon –ph56-57-58.

++ Un peu plus difficile à voir est l’épisode messinien (de 6 à 5,3MA) à la fin du miocène.

Les profils sismiques,  électriques  et quelques affleurements  nous le dévoilent.                   Au messinien, le détroit de Gibraltar se ferme ; le niveau de la méditerranée  baisse d’au moins 1500 m, jusqu’à l’équilibre entre évaporation et apports d’eau par les 3 principaux fleuves qui l’alimentent (Rhône, Nil, Danube) –ph59.D’où ces énormes dépôts de sel recouverts par les sédiments post-messiniens –ph60.

Les rivières creusent alors de véritables canyons pour retrouver un profil d’équilibre. Le Rhône, la Durance et leurs affluents sont concernés –ph61-62.

Ainsi,  à Oraison, le Rancurre creusa un canyon d’environ 400m de profondeur -ph63. Lorsque la mer revint au pliocène, elle  envahit et remonta les canyons formant ainsi des rias; celle du Rhône, jusqu’à Lyon, celle de la Durance au-delà d’Oraison –ph64.                    On trouve par exemple les dépôts de la transgression post-messinienne (pliocène) bien conservés au milieu des gorges de Régalon avec des fossiles marins qui datent bien cet événement –ph65.

++Si on arrive à reconstituer l’histoire quaternaire de la Durance par l’observation d’affleurements, de caractères morphologiques et structuraux, comment connaître son histoire plus ancienne ?

La Durance prenant sa source dans les Alpes, elle ne peut exister que depuis leur formation.                                                                                                                                                                  Au trias, la Pangée s’érode, les reliefs hercyniens sont pénéplanés , et elle se fissure.-ph66.  Au  jurassique, l’océan alpin, dépendance de l’atlantique central naît. Des sédiments se déposent. Il s’élargit jusqu’au crétacé moyen (aptien-albien) –ph67-68.

Puis, au crétacé supérieur, l’ouverture de l’atlantique sud provoque la remontée vers le nord de la plaque africaine qui va refermer l’océan alpin. –ph69-70.

Au tertiaire, les plaques européennes et africaines se rencontrent : c’est la collision ; la plaque européenne passe sous la plaque africaine créant un épaississement crustal : le relief alpin dont le Chenaillet, est né. La Durance peut couler. –ph71-72.

Une des premières manifestations de la Durance ou plutôt de la paléodurance ou de ses affluents pourrait être visible dans le bassin de Forcalquier, limitant à l’Est par la FMD,  une vaste cuvette profonde de 11 km en voie de comblement depuis le trias. –ph73-74.

A l’oligocène, le bassin achève son comblement  par des apports venant  de l’Est grâce à l’activité de la FMD mais pas de traces de dépôts laissés par une paléodurance, ni même dans la vallée du Vançon qui suit la FMD. –ph74-75.

Au miocène, la méditerranée actuelle (bassin liguro provençal) naît de la dérive du microcontinent corso-sarde. La transgression remonte vers Lyon par à coups, créant des reflux vers la mer naissante. –ph anim76. Le delta de la paléodurance se trouve au niveau de Cucuron et de Cabrières d’Aigues. Des galets perforés par des pholades en attestent.     –ph77 à80.

Mais aussi au nord immédiat du chaînon Ventoux-Lure. Un bras de la paléodurance devait se diriger vers le golfe de Vaison en passant par Mévouillon, dont l’érosion a épargné le paléodelta ; -ph81 à 83, par Montbrun dont les couches ont été repliées  ensuite par le chevauchement du massif  Ventoux-Lure ; -ph84 à86, et par Saint Vincent sur Jabron et Chateauneuf-Miravail dont on ne voit que le flanc normal du pli recouvert par le chevauchement Ventoux-Lure. –ph87-88.

Le golfe de Vaison se prolongeait donc  par une ria occupée aujourd’hui par le Jabron et le toulourenc –ph89.

Ainsi la paléodurance venant globalement du nord  se jetait dans la mer miocène au niveau des golfes de Vaison et de Cucuron.                                                                                                                 A la fin du miocène, les reliefs de Ventoux-Lure se forment, plissant les sédiments du miocène comme on vient de le voir et la FMD  s’inverse.                                                                      Le creux se trouve désormais du côté de Valensole. –ph89 à 92.

Toutes les rivières (Bléone, Asse, Durance) vont combler cet espace par de grandes quantités de conglomérats bien visibles dans les paysages, ainsi les rochers des Mées entièrement constitués de poudingue à ciment silicifié. –ph93.                                  Aujourd’hui, la Durance coule le long  de la FMD  et le plateau de Valensole subit une érosion intense bien visible de satellite. –ph94.                                                                                    Son histoire n’est pas terminée ;  le changement climatique  aidant, va t’elle nous refaire la surprise de 1907 ?  -ph95.

 

                                                                 Le vallon des Encanaux (13).

Situation : Le vallon des Encanaux, commune d’Auriol (13), se trouve sur le flanc Nord du dôme de la Lare, au nord de la Sainte Baume.-ph1.

La Sainte Baume avec ses 1148m d’altitude, est le plus haut sommet de la Provence du sud. C’est un château d’eau ; les principales rivières y prennent leur source : l’Huveaune, l’Argens, le Gapeau, l’Issole, le Cauron, affluent du Caramy.

Le dôme de la Lare est un anticlinal d’axe N40, à noyau de bathonien (Jmoyen). Le Jsup, constitué de calcaires et de calcaires dolomitiques,  affleure abondamment ; on y trouve également du valanginien (Crétacé inf).

Au Sud, le synclinal du Plan d’Aups, crétacé sup, en  grande partie santonien, repose en discordance sur le valanginien de la Lare. Ce synclinal est recouvert en partie par la nappe de Roqueforcade. –ph2.

Ces deux unités constituent l’unité autochtone de la Sainte Baume (voir page Sainte Baume).

On se trouve à la limite du bombement Provençal émergé et du bassin Sud- Provençal. Témoins de cette émersion : les poches de bauxite sur le massif de la Lare dont une, ici, dans le vallon des Encanaux, entre le Jsup et le santonien qui est décalé par une faille normale oligocène. –ph3.

En fait, ce sont 3 ruisseaux qui entaillent  le flanc Nord de l’anticlinal de la Lare : le ruisseau des Encanaux, le ruisseau de l’Infernet, le ruisseau de Daurengue ; ils se réunissent au niveau du parking pour former la Vède, affluent de rive gauche de l’Huveaune, à l’entrée  d’Auriol. –ph3. La photo 4 montre l’étendue du bassin versant de ces ruisseaux.

Le circuit : au niveau du pont, tout près du parking, la Vède s’écoule dans le vallon calme et ombragé. –ph5.

Arrêt 1. La glacière au-dessus du ruisseau de Daurengue.

Le massif de la Sainte Baume abritait une vingtaine de glacières qui permettaient d’approvisionner un territoire allant de Marseille à Toulon jusqu’à l’arrivée du réfrigérateur vers 1950. L’emplacement choisi est un lieu froid en hiver et frais en été.

La glacière est un puits profond de 8 m environ, encastré dans la pente. Le mur du puits est constitué de pierres liées par de la chaux. Ces pierres sont des calcaires santoniens qu’on trouve tout à côté.  Une coupole en pierre faisait office de toit. Un petit conduit débouchait au-dessus du ruisseau et évacuait les eaux de fonte de la glace emmagasinée, surtout en été. En hiver on récupérait la glace aux alentours, puis dans des petits bassins creusés pour faire geler de l’eau. –ph6 à 9.

Arrêt 2. Source de la glacière.

Dans le ruisseau,  la source apparaît  sous un tombant, cascade à sec en ce moment, car le ruisseau de Daurengue a une autre source plus en amont : la source des Brailles qui est temporaire. –ph10-11.

Ce petit cours d’eau présente des structures en forme de vasques appelées gours.   –ph12-13.

On peut voir de près ces vasques au niveau de la cascade à sec. –ph14-15.

Ces gours présentent côté aval, une bordure en forme de vasque. La roche est du travertin qui se forme par précipitation de calcaire (carbonate de calcium) suite au dégazage à la sortie de la source, puis par prélèvement de CO2 par les organismes qui pratiquent la photosynthèse (mousses, cyanophycées)  et qui tapissent le fond du ruisseau.

Rappel : le calcaire se dissout en présence d’eau légèrement acide. L’acide est apporté par la respiration des êtres vivants (surtout racines et micro-organismes). La réaction est réversible si le CO2 est prélevé dans l’eau par baisse de pression, augmentation de température ou photosynthèse.

Réaction chimique :

Respiration          photosynthèse

……………………….↓      ↑

CaCO3  +  H2O  +  CO2         ───→                   Ca⁺⁺  +  2HCO3^–

Calcaire solide                        ←−───              bicarbonate de calcium soluble

Tout ce qui est sur le passage de l’eau est peu à peu pétrifié, comme cette branche  en partie prise dans le travertin, ou ces racines. Le travertin est formé de lamines superposées qui recouvrent les rochers et les végétaux  dans le lit du ruisseau ;  les lamines sont très redressées à la sortie de la vasque. –ph16 à 19.

Arrêt 3. Ancien gour sur le chemin de la glacière.

Le chemin qui conduit à la glacière a traversé, lors de sa création, un ancien gour qui montre que la rivière coulait plus haut qu’aujourd’hui et que, depuis, elle a continué à creuser sa vallée pour trouver son profil d’équilibre.-ph20.

En regardant de plus près, il me semble qu’il y a, en fait, deux vasques.la deuxième étant provoquée par la formation d’un barrage de branches tombées sur la première vasque et non déblayées. Du travertin a été déposé sur ces branches, puis l’eau a débordé par-dessus, formant ainsi une deuxième vasque. –ph21-22.

Arrêts 4.  Le long du chemin.

Depuis la glacière jusqu’au pont des Encanaux (jonction des ruisseaux des Encanaux et de l’Infernet), on peut voir les roches du jurassique supérieur et du crétacé supérieur. -ph 3-carte.

Le Jsup est constitué de roches massives, blanches à la cassure. L’eau ruisselle le long de la paroi verticale et dépose de la calcite en lamines semblable à du travertin et des petites concrétions de calcite. –ph23 à 25. Du calcaire s’était donc dissout au passage de l’eau ; ces concrétions révèlent une érosion karstique en amont.

Le crétacé sup (Santonien), est constitué d’une alternance de couches marneuses et calcaires qui contiennent des fossiles de rudistes (mollusques bivalves). –ph26 à 29.

On peut reconnaître des Hippurites à leurs piliers, d’autres rudistes sans piliers, des Nérinées (gastéropodes). Les rudistes ont disparu un peu avant la fin du crétacé sup et témoignent d’un environnement de PFC (plateforme carbonatée).

On peut constater –ph27-28-30- que les rudistes ne sont pas en position de vie : ils sont couchés tous dans le même sens. ; un paléocourant les a déposés en ce lieu qui devait être abrité et où ils se sont conservés –ph31-32. La photo 33 montre la largeur de ce paléocourant.

Arrêt 5. Bauxite.

En rive droite du ruisseau des Encanaux, on peut voir à travers les arbres et dans le Jsup, des taches rouges. Il s’agit de haldes de la mine de bauxite. La bauxite est rendue visible dans ce secteur de la Lare par le jeu de failles normales à l’oligocène. -ph34-carte 3-35.

Le chemin passe dans le Jsup dolomitique en bancs assez massifs ; la stratification est en partie effacée par la dolomitisation. -ph36.

Une faille normale affecte le Jsup. Son miroir peut-être une partie de la paroi d’une cavité karstique remplie par la bauxite, il y a encore la brèche et la bauxite pisolitique (granoclassement  au bord de la cavité). –ph37-38-39.

Cette FN a eu également un jeu décrochant  visible sur un miroir de la FN (cannelures) et dans la bauxite (stries). –ph 40-41. La bauxite est antérieure à la FN oligocène et postérieure à la cavité karstique qu’elle remplit. elle sépare le Jsup du Santonien.

Le bombement Provençal se forme à l’albien ; à l’émersion, sous climat tropical, des sols latéritiques se forment à partir des marnes du crétacé inférieur par altération. Erodés, ils sont transportés,  piégés dans des cavités karstiques où ils vont évoluer en bauxite par lessivage de la silice. Les transgressions du coniacien et du  santonien vont les protéger jusqu’à nos jours.

Lorsque 50% de la silice des marnes du crétacé inf a été lessivée, elles évoluent en kaolinite, et si le lessivage se poursuit jusqu’à évacuation complète de la silice, le reliquat est de la bauxite.

La bauxite est constituée de :

-boehmite AlO(OH)

-gibbsite Al(OH)3

-hématite Fe2O3

-goethite FeO(OH), enveloppe des pisolites.

-oxydes de titane- rutile TiO2, qui lui donne un aspect satiné.

-un peu de kaolinite restante.

La bauxite rouge utilisée pour produire de l’aluminium est constituée de boehmite et hématite, les pisolites d’hématite et de goethite,

Elle peut aussi contenir un peu de diaspore, autre forme de la boehmite.

Elle contient également entre 5 et 8% de silice (kaolinite). Si elle en contient plus (surtout au-delà de 16%), elle n’est plus utilisée pour la production d’aluminium.

La mine de bauxite :  -ph 42-43.c’est une des plus anciennes ; elle fonctionnait dans les années 1860. Aujourd’hui, 3 bouchons bétonnés obstruent l’entrée de la (ou des) cavité karstique.

La bauxite présente ici  est une ancienne latérite qui s’est déposée  en plusieurs vagues et en milieu aqueux :

–Il ya alternance et répétition de niveaux de brèches à débris de calcaire, de bauxite pisolitique, de bauxite fine.

–Quand on casse la roche, on y trouve des fragments de lignite provenant d’un ancien marécage mal oxygéné qui devait recouvrir la latérite, ces fragments de lignite se sont déposés en même temps qu’elle pendant une période d’érosion au cours des transgressions du crétacé sup (coniacien, santonien). –ph44-45-46.

On peut constater que la cavité karstique ne contient que de la bauxite fine. Elle a pu y pénétrer par soutirage et, ou, elle a évolué en bauxite fine par un apport excessif de kaolinite (silice) à travers les fissures du karst.

D’ailleurs, elle présente des reflets blanchâtres et une cassure conchoïdale qui montrent  sa richesse en silice. Elle est donc inutilisable pour produire de l’aluminium. Elle a pu être utilisée pour la fabrication de ciment alumineux ou par des céramistes. Elle est le résultat d’une érosion par apport de silice.  –ph 47-48-49.

Située tout près d’une FN, elle présente une schistosité de fracture bien évidente.

Arrêts 6. Les sources de l’Encanaux.

Au pont des Encanaux, il y a confluence des ruisseaux de l’Infernet et du ruisseau des Encanaux. Le ruisseau de l’Infernet ne coule que rarement car il n’est alimenté que par la pluie ; il n’y a pas de sources. –ph50-51.

En remontant le long de l’Encanaux, on voit plusieurs sources. Carte ph52.

• Source inférieure. –ph53-54.

Elle a été aménagée, peut-être, pour faire tourner un moulin aujourd’hui disparu.

L’eau se dégazéifie en sortant de la source, ce qui entraîne la formation de travertins avec les gours qu’on ne voit qu’en aval de la source inférieure  et dans le ruisseau de Daurengue. –ph58.

Une vingtaine de mètres juste au-dessus, il y a une autre source temporaire. L’entrée est protégée par une grille en fer, un bourrelet de béton canalise l’eau afin qu’elle s’écoule sur la dalle bétonnée qui protège le chemin de l’érosion. –ph55 à 57.

• Source des blocs. –ph59.

Entourée par la végétation.

• Source supérieure. Permanente. –ph60-61.

• 

  

L’eau s’écoule par une grande fissure ouverte. Le débit varie selon la saison et le rythme des pluies.  La photo 62 prise au début juin montre un débit moins important.

• Source haute. –ph63 à 65.

L’eau sort également par une large fissure ouverte.

A partir de là –ph66- le chemin n’est plus visible et nous n’allons pas plus loin.

Mais il y a encore le trou des Encanaux, source temporaire, puis, à 410m d’altitude, le gouffre des Encanaux.

Notre ami Paul, qui est aussi spéléologue confirmé, nous a fourni quelques photos et le schéma du gouffre. –ph67 à 73.

Il y a 4  parties dans ce gouffre : l’entrée (puits de 60m de haut), la rivière souterraine, la voûte mouillante et le siphon noir. Le reste est inaccessible. La rivière peut entrer ou non en crue.

Quel est le fonctionnement de ces sources ?

L’étude du gouffre par Spelunca et des spécialistes (B.Arfib, A.Zappelli) apporte des éléments de réponse après des traçages dont certains à la fluorescéine.

Il apparaît que :

—Il n’y a pas de liaison entre le gouffre et le ruisseau de Daurengue (ses 2 sources).

—La source supérieure est reliée à la rivière souterraine ; c’est elle qui fournit l’eau qui a cheminé dans le karst.

Lorsque la rivière souterraine a un fort débit, la source haute coule à son tour et si la rivière souterraine est en crue la source du trou se met à couler. C’est la première à s’assécher lorsque le niveau d’eau dans la rivière s’abaisse.

Donc 3 sources à relier à l’activité de la rivière souterraine.

—Une deuxième nappe doit alimenter la source inférieure et, lorsque la nappe a beaucoup d’eau, le trop plein se déverse par la source des blocs. Donc 2 sources à relier. C’est une eau très minéralisée puisqu’il y a des gours en aval de la source. (les sources au-dessus le sont moins, il n’y a pas de gours).

C’est un deuxième système de sources sur le ruisseau des Encanaux