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Front de la nappe des flyschs à Ancelle (05)

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.

 

La Durance …..et son histoire géologique.

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).

                                                                 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

 

découverte de la géologie des Pyrénées Orientales.

                                                   Pyrénées Orientales.

L’histoire des Pyrénées est marquée par 4 événements tectoniques importants.

  1. la formation de la chaîne varisque 350-300MA.
  2. l’ouverture du golfe de Gascogne 110-65MA, en liaison avec l’ouverture de l’atlantique N, provoque la rotation de l’ibérie.
  3. la collision, europe-ibérie 65-36MA, fait naître la chaîne pyrénéo-provençale.
  4. 30-5MA, achèvement de la chaîne Pyrénées Est : rotation du bloc corso-sarde, ouverture du golfe du lion, surrection.

Les Pyrénées sont situées en bordure de Gondwana vers 580Ma comme la chaîne cadomienne  dont on trouve certaines roches dans la zone axiale (nord de Carança, Canaveilles).                                                                                                                                                                A l’Ordovicien (480MA), des plutons granitiques se mettent en place dans le  Canigou suite à la formation de laurussia (collision de laurentia et baltica ), grand continent Nord. ph1.

De l’Ordovicien sup au carbonifère inf, la sédimentation marine reprend, laissant place au dévonien à une  PFC (plateforme carbonatée) en bordure de Gondwana. Puis, il y a formation de la chaine varisque (due à la collision de Laurussia et de Gondwana qui constituent alors la Pangée). chaîne varisque qu’on trouve en zone axiale et dans le massif d’Agly.  ph2.                                                                                                                                                              Les sédiments se plissent, se chevauchent, se métamorphisent (argiles——schistes, calcaires —-marbres, granite—–orthogneiss), des dômes migmatitiques(Canigou) se forment. Puis, comme dans le massif des Maures pendant l’exhumation, de nombreux cisaillements et des plutons (granite, tonalite) se mettent en place (st Arnac , st Laurent de cerdan, Jonquères, Millas, Mt Louis). On les voit aujourd’hui dégagés par l’érosion car il ne reste plus que les parties profondes de la chaîne.                                                                                     L’ ouverture de l’océan atlantique central va affecter la pangée  jusqu’au milieu du crétacé en la morcelant. Quelques dépôts transgressifs et régressifs (marnes, calcaires, dolomies) dans la vallée de l’Agly en sont les témoins.

Vers 130MA, le golfe de gascogne  s’ouvre, sépare l’ibérie du massif armoricain. Selon un mouvement antihoraire puis cisaillant sénestre. Des marnes épaisses se déposent entre les deux.  ph3.                                                                                                                                                                 En bordure de l’ibérie, la croûte est amincie, fracturée. Des fluides chauds remontent du manteau provoquant un métamorphisme HT-BP (Agly : calcaires —–marbres, marnes——-cornéennes noires, mais aussi Sournia, ou encore Belesta). Le manteau affleure en certains lieux des Pyrénées (Lhers), mais pas dans  les pyrénées orientales.

Au paléogène -65-33MA, l’ouverture de l’atlantique Sud fait remonter l’ibérie vers le nord, d’où collision avec la plaque européenne qui se traduit par des chevauchements (jusqu’en Provence : chaîne pyrénéo-provençale), des plis, des écaillages.                                                     La plaque ibérique subducte vers le Nord. Le raccourcissement est estimé à 125 km pour les pyrénées orientales. Le moho ibérique se trouve à une cinquantaine de km de profondeur, au lieu d’une trentaine, comme le moho européen. La chaîne a une double vergence : vers le nord côté français, vers le sud, côté espagnol. ph4-5.

La chaîne pyrénéenne est ainsi constituée de 5 parties qui sont du nord au sud : ph6.

  • L’avant-pays ou zone sous pyrénéenne (ZsP), c’est à dire le bassin flexural nord. sédimentation de type molassique post-oligocène.
  • La zone nord pyrénéenne ( ZNP). Elle chevauche la ZsP par le CFNP (chevauchement frontal nord pyrénéen). Roches sédimentaires secondaires et portions de socle du massif d’Agly.
  • Zone axiale (ZA). Socle varisque exhumé. La FNP (faille nord pyrénéenne) faille inverse et décrochante est la suture entre la plaque européenne et la plaque ibérique.
  • La zone sud pyrénéenne (ZSP) est chevauchée au nord par la zone axiale (CSP = chevauchement sud pyrénéen).roches sédimentaires faillées et plissées.
  • Avant-pays ou bassin de l’Ebre, bassin flexural sud. Roches de type molassique. Il est chevauché au nord par la zone sud pyrénéenne (CFSP= chevauchement frontal sud pyrénéen).

33-15Ma, oligomiocène, ouverture de la méditerranée, suite à la rotation du massif corsosarde. Les pyrénées orientales font partie des premiers épaulements de la marge passive et sont soumises a une extension alors que  la compression continue en Pyrénées centrales et Pyrénées Ouest.  ph7.                                                                                                                Des failles normales (F de la têt, F du Tech) créent des  bassins sédimentaires (Conflent, Roussillon).                                                                                                                                                           Puis, au miocène moy et sup, la plaque africaine poussant toujours vers le nord, entraine la surrection de la chaîne.

Au miocène sup 12-6MA, les fossés d’effondrement de la Cerdagne, du Capcir, se remplissent de sédiments lacustres (fossiles).

Au messinien suite à l’abaissement du niveau de la mer d’environ 1500m, il y a une forte érosion par les rivières qui creusent des canyons.

Au pliocène, avec le retour de la mer, les canyons se comblent, le Roussillon est un delta qui se remplit de sédiments marins puis de sédiments continentaux issus de l’érosion des Pyrénées.  ph8.

Au quaternaire : les glaciations ont laissé de nombreuses traces : terrasses étagées du Roussillon, vallées en U, moraines, verrous, cirques.

Une sortie de 3 jours va nous permettre une approche globale de la structure des Pyrénées Orientales depuis la zone axiale (ZA) jusqu’à l’avant-pays (ZsP) chevauché par la zone nord pyrénéenne (ZNP).  ph6.

Première journée : Zone axiale (ZA) en remontant, par la N116, le long de la faille de la Têt jusqu’en Cerdagne. La route est encaissée, les parkings rares, la végétation recouvre tous les reliefs ; jusqu’à Mont Louis les observations sont difficiles.

La faille de la Têt (de même que celle du Tech) est orientée à peu près NE-SW ; elle recoupe  les structures pyrénéennes alpines qui sont orientées à peu près E-W (FNP, CFNP) –ph9.

Arrêt 1 : bord de la retenue de Vinça sur la Têt. –ph10.

Au pied du massif des Aspres, on devine la faille normale (FN), à pendage N, qui, dans la ZA a formé ce bassin synrift (bassin du Conflent), pendant le rifting qui a précédé  la dérive du bloc corso-sarde au miocène. –ph7. Aspres, Canigou, Carança, sont les premiers épaulements de ce rift, de cette marge passive ; il a été daté de 26-27MA. Le jeu en FN a permis l’exhumation du Canigou, qui culmine à 2784m alors qu’on est tout près du littoral, mais aussi l’effondrement en hémigraben du Conflent. Le remplissage du bassin du Conflent, sur plus de 500m d’épaisseur, s’est effectué pendant le miocène inf avec des sédiments fluvio-lacustres continentaux (sables, arkoses) provenant des reliefs voisins.

Arrêt 2 : Villefranche de Conflent. –ph11.

Synclinal paléozoïque avec, à l’affleurement le coeur dévonien constitué de dolomies de 400m d’épaisseur (structure varisque).

Arrêt3 : après Serdinya, gare de Joncet.

Avec une photo aérienne, on repère les klippes de granite et de gneiss invisibles d’ici. Elles sont descendues du massif du Canigou-Carança et se sont fichées dans les sédiments du miocène inf du conflent. Ceci montre bien que la surrection du Canigou-Carança se poursuit toujours après le miocène inf.  -ph12.

Arrêt 4 : de thuès au parking situé avant le pont Séjourné. –ph13-14-15 et 9.

Gorges de la Carança avec à l’affleurement des roches du cadomien (550MA) métamorphisées (schistes, calcshistes)  en contact avec les orthogneiss  oeillés varisques  (microcline), au niveau du parking. La Têt a creusé sa gorge dans les tonalites et granodiorites.

Arrêt 5 : belvédère viaduc Gisclard. –ph12,16,17.

Au pied de la FN de la Têt, une surface d’érosion légèrement inclinée vers l’ENE, encore appelée Pla, est encombrée de moraines au débouché des vallées adjacentes. La Têt a creusé sa gorge dans ce Pla, mais aussi dans les sédiments miocène inf du Conflent, plus bas. Ce Pla s’est donc formé entre le miocène moyen et le quaternaire. Il ya plusieurs niveaux de Plas, celui du Puigmal, non loin d’ici par exemple. Ces  Plas sont les reliques d’une pénéplaine formée dès le miocène moyen.                                                                             Cette pénéplaine a été découpée ensuite à cause du soulèvement des Pyrénées Orientales, permis par le jeu des  FN dont celles de la Têt et du Tech. De plus, la fermeture du détroit de Gibraltar au messinien et l’abaissement du niveau de la mer d’environ 1500m, ont accentué le creusement des rivières et donc le découpage de cette  pénéplaine.

Arrêt 6 : col de la Perche et Cerdagne.  –ph18 à22.

Le col de la Perche se trouve sur la ligne de partage des eaux entre Conflent et Cerdagne. Au sommet du Pla où la Têt qui prend sa source au pied du Carlit (lac de Bouillouse) diverge du Sègre qui prend sa source au pied du Puigmal et draine la Cerdagne.                    Le bassin de Cerdagne est un hémigraben intramontagneux. Il est limité au Sud par la FN du Sègre (continuation de la FN Têt). Ce bassin d’effondrement se remplit au tortonien (miocène supérieur) de sédiments fluvio-lacustres variés datés par des fossiles abondants, sur une épaisseur de 1000m environ. L’érosion du Sègre et du Carol, les 2 principales rivières, évacue les matériaux vers le bassin de l’Ebre, en Espagne. On peut voir de nombreux bad-lands, témoins de cette érosion dont certains furent exploités par les romains pour l’or alluvial qu’ils contenaient.

Pendant le rifting et l’ouverture du golfe du Lion, l’extension crée, grâce au jeu des FN des grabens qui sont de plus en plus récents vers l’ouest : oligocène à Paziols,  (voir arrêt 7, jour 3 ), miocène inf pour le Conflent, miocène sup pour la Cerdagne et le Capcir.-ph9- Cette extension morcelle la chaîne édifiée  au bartonien (40MA, chaîne pyrénéo-provençale) et facilite son érosion (formation des Plas), puis le soulèvement ultérieur des Pyrénées, en réactivant les FN, va les porter en altitude.

Arrêt 7 : Llo et sa source chaude. –ph23.

Llo très beau village de Cerdagne, proche de Saillagouse qui n’a rien à lui envier, est construit à la croisée de failles dont celle du Sègre qui prolonge la FN de la Têt.                     Llo possède une source chaude (35°C) exploitée (bains de Llo). –ph24-25.                                   Il y en a une trentaine dont les températures vont de 29°C à 73°C. Elles sont situées le long de la FNTêt, la plupart dans les gorges de la Carança excepté les sources chaudes de Dorres et de Molitg-les-bains. –ph26.

Toutes ces eaux thermales ont une origine météorique : elles s’infiltrent en altitude (de 2000 à 2600m) sur les pentes du Canigou-Carança, du Puigmal, descendent au-delà de 2500m de profondeur donc parcourent 4 à 5000m, se réchauffent et se minéralisent (sodium, calcium, fluor, soufre..), puis remontent le long des failles. A Llo, les eaux thermales mettraient 50 ans pour faire ce parcours.

Les différences de température entre les sources ne sont pas dues à des mélanges d’eaux, mais à la température acquise en profondeur (80°C à 110°C pour Llo, 100°C à 130°C pour Vernet-les-bains).                                                                                                                                                  Les sources émergent dans le mur des FN (Têt, Sègre), c’est-à-dire sous le miroir. Dans une zone si proche de la faille que les roches cristallines (gneiss) sont très fracturées donc perméables. Au toit de la faille, donc au-dessus du miroir et des gneiss fracturés, les métasédiments plus ou moins broyés sont imperméabilisés par les eaux qui ont percolé et précipité de la silice, des carbonates. –ph27-28-29.

 

Arrêt 8 : Dorres.

Dorres situé sur le flanc Nord du graben de Cerdagne nous offre un panorama unique. –ph30. Deux sources chaudes sont exploitées (bains romains). Elles n’ont pas la même température (37°C et 41°C). Elles émergent au contact des roches cristallines (tonalites et granodiorites) du pluton de Mont Louis situées au Nord et des métasédiments (grès, pélites,) paléozoïques au sud. –ph31.

Arrêt 9 : le chaos de Targassonne.

En quittant Dorres pour Targassonne, on passe à Angoustrine qui est bâti sur l’ancienne langue würmienne du glacier du Carlit ; les moraines latérales bien conservées bordent le village. –ph32-33.  Le chaos de Targassonne affecte la roche du pluton de Mont Louis, une granodiorite constituée de quartz, feldspath, biotite et hornblende. Cette roche datée de 305MA, varisque, a été mise à jour au cours du plissement pyrénéo-provençal, il ya 40MA.

-ph34. En bord de route, de haut en bas, nous pouvons observer presque tout le profil d’altération dû aux eaux de pluie. Par hydrolyse, les feldspaths se transforment en argiles, les micas et la horblende en chlorite qui a un volume plus important ce qui fait éclater la roche, crée des fissures ; les quartz désolidarisés donnent du sable. La roche se transforme donc en arène qui va être évacuée vers le bas au cours du temps –ph35. Dans le profil, il reste des parties où la roche est en voie d’altération mais où sa structure est en partie conservée ; de nombreuses fissures surtout horizontales sont visibles et constituent l’horizon feuilleté –ph36-37. Au-dessous, des fissures, des diaclases, découpent la roche moins altérée en blocs qui s’arrondissent et donnent des boules : c’est l’horizon fissuré –ph38. Enfin, sous l’affleurement, sous la route, doit se trouver la roche saine ; la limite entre les deux, le front d’altération, n’est pas, non plus, visible.

Ainsi, après évacuation de l’arène, des blocs se trouvent les uns sur les autres et constituent des tors –ph39. Mais les glaciers les ont par endroits déplacés constituant un chaos de blocs -ph40.

Remarque : si tout est enlevé, il va rester la surface d’érosion avec seulement la roche saine qui va constituer un Pla.

Arrêt 10 : Capcir. –ph41-9.

Un petit crochet vers la station de ski des Angles permet d’avoir une vue superbe sur le Capcir. C’est un hémigraben, lui aussi, à sédimentation continentale. Une FN N-S se devine dans le paysage. Le lac de retenue de Matemale régularise le cours de l’Aude. Ce fossé serait très récent : mio-pliocène voire quaternaire.

Cette première journée nous aura fait découvrir une grande partie de la ZA des Pyrénées Orientales avec des roches d’âge divers (cadomiens dans les gorges de la Carança, paléozoïque , varisque et tertiaire). Nous n’avons pas reconnu de grandes structures varisques ou pyrénéo-provençales, mais plutôt celles qui ont accompagné la formation du golfe du Lion au tertiaire.

Deuxième journée.

On est encore dans la zone axiale (ZA) pendant une partie de la journée.

Arrêt 1- Nefiach. Carrière de Bente Farine et affleurement sur la petite route à 200m du gué sur la Têt.                                                                                                                                                           Au messinien, suite à la fermeture du détroit de Gibraltar, le niveau de la mer chute d’environ 1500m. Les rivières creusent des gorges profondes –ph8.                                              Au pliocène, avec le retour de la mer, les canyons se comblent. Le Roussillon est un delta de type Gilbert delta, c’est-à-dire avec une côte abrupte, une pente des vallées forte, une sédimentation grossière de type turbiditique, une progradation vers l’aval avec une pente prononcée des foreset beds (jusqu’à 35°)  -schéma 42 – qui constituent le prisme marin, puis un  prisme continental avec dépôts fluviatiles grossiers peu pentés  qui constituent le topset.

L’affleurement après le gué nous livre des fossiles marins dans des dépôts marno-sableux –ph 43-44- et la carrière de Bente Farine montre bien les foreset beds inclinés, à alternance de dépôts de type turbiditique (conglomérats, sables)- ph45-46.                                                    Au sommet de la carrière, les derniers niveaux sont continentaux –ph 47. On les voit mieux au deuxième arrêt.

Arrêt 2- Orgues d’Ille-sur-Têt.

On voit bien les topset beds très peu pentés, constitués d’argiles, de sables ; les conglomérats sommitaux plus ou moins érodés servent de chapeaux à ces orgues ou cheminées de fées, reliques des alluvions fluviatiles dans une plaine d’inondation.-ph48 à 50.

Ces deux arrêts nous offrent une coupe complète d’un Gilbert  delta. Le prisme marin a été daté du pliocène inf (5,3 à 3,4MA) et le prisme continental du pliocène sup (3,4 à 2MA).

Arrêts 3- Montalba, Trevillach, col de Roche Jalère.

La route serpente dans le granite de Millas, très gros pluton daté de 307 MA (varisque). C’est un granite porphyroïde à gros cristaux de Feldspaths potassiques, il renferme également des plagioclases, du quartz et de la biotite.-ph51.                                                          On peut reconnaître plusieurs plas légèrement pentés vers l’Est et étagés, à 400m d’altitude environ  à Montalba, 550m à Trevillach, 900m à Roque Jalère. Ces plas sont des surfaces d’érosion formées au miocène et découpées ensuite. Les profils d’altération  ne sont pas complets mais on y trouve des cuvettes à arène granitique, des tors, (horizon de granite fissuré), tel Roc Cornut, des chaos de blocs remaniés, un peu déplacés. Le granite sain est recouvert par la végétation. –ph52 à 56.

Arrêt 4. Col des Auzines.

Au col, on a une superbe vue sur une frontière de plaques ; la FNP (faille nord pyrénéenne) qui limite la croûte ibérique (granite de Millas) et la croûte européenne de la ZNP (zone nord pyrénéenne) qui est représentée par le flanc sud, renversé du synclinal de Boucheville  (crétacé, massif d’Agly).                                                                                                        Cette faille inverse décale le moho ibérique d’une vingtaine de km par rapport    au moho européen, suite à la subduction continentale de la plaque ibérique à l’éocène (profil ECORS). -ph4-5.                                                                                                                                                       En surface, la FNP est matérialisée par des structures à facettes claires de marbre crétacé. –ph56 à 58.

Arrêt 5- Sournia, D619, chapelle Del Méné. Gros plan sur la FNP. –ph59.

Nous avons devant nous les calcaires de faciès urgonien (gargasiens) marmorisés donc métamorphisés et les marnes albiennes métamorphisées en cornéennes noirâtres –ph60.

Ce sont les deux derniers faciès de la sédimentation épicontinentale déposée pendant l’ouverture du golfe de Gascogne vers 130MA ; en bordure de l’Ibérie, la croûte est amincie, fracturée, des fluides chauds montent du manteau et provoquent un métamorphisme HT-BP vers 90MA, à l’origine du métamorphisme du calcaire et des marnes qui affleurent. A l’éocène, vers 40MA, l’ouverture de l’atlantique Sud fait remonter l’Ibérie vers le Nord, d’où collision avec la plaque européenne qui va donner la chaîne pyrénéo-provençale. Le chevauchement est marqué ici par la FNP qu’on a sous les yeux. –ph4-5-59.

On peut voir dans le calcaire marmorisé, au-dessus de la route, une cavité karstique avec de l’argile résiduelle –ph61. De nombreux filons de calcite lardent ces marbres ; les fissures sont ouvertes et on peut voir la croissance des cristaux de calcite qui s’effectue des épontes vers le centre de la fracture ouverte. Les cristaux ne se sont pas rejoints et, il y a au centre du filon, une cavité (géode) qui laisse voir la forme pyramidale des cristaux de calcite –ph61-62. On peut voir également de la brèche de faille (morceaux de marbre cimentés par de la calcite) – ph 63.

La calcite n’est pas déformée, n’est pas métamorphisée ; elle est post-métamorphique, elle date du chevauchement, il y a à peu près 40MA (fin éocène). C’est une calcite hydrothermale qui s’est formée en remontant le long du miroir ; d’ailleurs on trouve aussi des sels de cuivre (malachite) dans les arènes du granite de Millas tout près de la FNP –ph 64. Ce qui confirme la circulation de fluides hydrothermaux le long de cette faille (FNP). Le granite de Millas très altéré et bien arénisé vient chevaucher le flanc Sud du synclinal de Boucheville qui est redressé et renversé. Un gros fragment de marbre est  arraché, écaillé, et se trouve inclus dans le granite altéré –ph 65-66.

 

On entre à partir d’ici dans la ZNP, constituée dans ce secteur des Pyrénées par le massif d’Agly (socle) en contact faillé, au SW avec le synclinal de Boucheville et, au N, avec le synclinal de St Paul de Fenouillet  dont la bordure N chevauche la ZsP (zone sous pyrénéenne).-ph6.

Arrêt 6- les Albas, massif d’Agly, D619 en direction d’Ansignan. –ph67.

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), 540 MA, qui a subi plusieurs orogénèses (cadomienne, varisque, alpine).  –ph68. 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 69.  Les gros cristaux d’orthose ont des biotites et des Fplagio en inclusions –ph70.  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 ; ces deux magmas ayant intrudé l’encaissant (granite de Caramany). L’alignement des cristaux montre la fluidalité des magmas. -ph71 à73.

Arrêt 7- clue de la Fou. –ph74 à77.

Faisant suite à la charnockite, le synclinal de St Paul de Fenouillet a son flanc Sud percé en clue par l’Agly qui prend sa source un peu plus au Nord au pied du Bugarach. Ce flanc Sud, en calcaire massif est riche en fossiles de rudistes. Le faciès est récifal. La croûte devait être, ici, un peu plus épaisse car le calcaire n’est pas métamorphisé. Juste avant le pont sur l’Agly, on peut voir le contact faillé entre les calcaires aptiens et le granite porphyroïde très altéré et une source chaude (21 à 27°C),  jaillit au-dessus du lit de l’Agly – ph 77a et b.

Arrêts 8- gorges de Galamus et pic de Bugarach.

Le flanc Nord du synclinal de St Paul de Fenouillet est entaillé en gorge par l’Agly ; il termine la ZNP et vient chevaucher (CFNP) la ZsP constituée de terrains du crétacé sup. On voit bien à l’entrée des gorges, le trias, couche savon, semelle du chevauchement. Lui font suite les roches du J inf, J sup, C inf. le cœur du synclinal est constitué de marnes métamorphisées en cornéennes noires de l’albien. –ph 78 à 81.

Remarque importante : l’Agly, à la sortie des gorges de Galamus ne suit pas le synclinal dans son axe facile à creuser, en marnes métamorphisées, ce qui l’aurait conduit directement à la mer, à l’Est. Il traverse le synclinal, sans être dévié, et creuse la clue de la Fou, puis les granites du massif de l’Agly, avant de rejoindre la mer.

Il y a eu probablement surimposition car les plis existent depuis la fin éocène (40MA-plissement Pyrénéo-provençal), l’Agly qui prend naissance au pied du relief  de Bugarach engendré par le plissement, est donc plus jeune. Les plissements reprennent au miocène sup et le creusement va être amplifié par l’épisode  messinien où l’Agly a dû trouver un nouveau profil d’équilibre pour rejoindre la mer bien plus bas. –ph81.

Le pic de Bugarach –ph 82-83- point avancé de la ZNP (klippe), chevauche la ZsP constituée de terrains du Csup.

Troisième journée.

Arrêts 1. Coupe dans la ZA de Força Real à Belesta.

–Força Réal offre un point de vue unique sur une grande partie des Pyrénées Orientales.

A l’Est, la plaine du Roussillon et la mer –ph 84. Au sud, le Canigou, la vallée de la Têt -ph85-86. A l’ouest, vers le massif de l’Agly –ph87. Au nord, vue jusqu’à la ZsP, avec l’écaille de la montagne du Tauch, le chaînon de Galamus (flanc nord du synclinal de st Paul de Fenouillet) et sa sentinelle avancée : le pic de Bugarach –ph88.

–Les roches, pentées vers l’Est, sont d’anciens sédiments ordoviciens (480-440MA) métamorphisés pendant l’orogénèse varisque. Elles ont subi un métamorphisme peu important ; ce sont des chloritoschistes, composés de quartz, albite, muscovite et chlorite qui leur donne un reflet verdâtre. Les sédiments dont ils proviennent  étaient des turbidites distales (alternance de sables fins et argiles). –ph 89 à 95.

–Au col de la Bataille, les roches sont un peu plus sombres, le grain un peu plus gros, le métamorphisme un peu plus important car ces schistes s’enrichissent en biotite.

–Vers Caladroi, d’autres minéraux apparaissent : cordiérite, andalousite, pas faciles à reconnaître, puis des micaschistes et gneiss à grenats et sillimanite : le métamorphisme est plus important encore. Les gneiss sont recoupés par des filons de pegmatite. Enfin, des niveaux de migmatites sont visibles le long de la route vers Belesta : il y a fusion partielle des gneiss ; on voit bien les néosomes blancs et les paléosomes noirs.

Cette succession de faciès métamorphiques nous fait penser au massif des Maures. Toutefois, dans le massif des Maures, pour voir cette succession, il faut parcourir une quarantaine de kilomètres, alors qu’ici, on atteint la fusion partielle en quelques kilomètres seulement. La croûte devait être bien amincie, facilement réchauffée, avec un métamorphisme HT-BP. Les géologues disent que le degré géothermique était de 100°C/km alors qu’il est de 30°C/km dans une croûte normale.

–Belesta, D17. Affleurement de marnes (albien) -ph96-97. Elles se sont déposées sur la croûte amincie et ont été métamorphisées en cornéennes lors du rifting crétacé –ph3.

Arrêts suivants : le synclinal de St Paul de Fenouillet, dans sa partie Est, est appelé  synclinal du bas-Agly –ph98-carte. Il appartient à la ZNP et chevauche la ZsP (CFNP)). C’est un synclinorium : cette partie Est forme un repli chevauchant qui partage le synclinal en deux synclinaux –ph99-coupe. Nous allons le traverser du sud vers le nord.

Arrêt2. Notre Dame de Cases de Pène.

Au nord du massif d’Agly, les couches du flanc sud du synclinal sont verticalisées et même un peu renversées –ph 100. L’église est bâtie sur les calcaires aptiens à faciès urgonien. Ils sont riches en rudistes , orbitolines et autres fossiles; même faciès qu’à Sournia (plateforme carbonatée), mais ils ne sont pas métamorphisés en marbre –ph101 à 103. La vue vers le nord nous montre le premier synclinal avec la tour del Far qui domine le village de Tautavel –ph104-105.

Arrêts 3. Vingrau et Tautavel.

Le flanc Nord du premier synclinal (Js) chevauche le cœur du second synclinal constitué de marnes albiennes aussi bien à Vingrau qu’à Tautavel –ph106 à 108.

–Puis la ZNP va chevaucher, comme on l’a vu dans les gorges de Galamus, la ZsP (CFNP) dans laquelle nous allons pénétrer.

Remarque : dans cette partie Est, la ZNP prend le nom de nappe des Corbières.

Arrêt 4. Padern. –ph109 à 112.

A la base du flanc Ouest de la montagne du Tauch –ph109- le trias sup (couche savon), qui supporte la montagne du Tauch, chevauche les marnes et pélites rouges du trias inf et moyen. Des crochons sont bien visibles dans les pélites ; ils indiquent le sens du mouvement effectué par l’écaille du Tauch, ici vers le NW, et plus globalement vers le nord –ph121.

Arrêt 5. Cucugnan, D19 vers le château de Quéribus.

La route monte dans le crétacé sup continental constitué de marnes rouges, de grès et de poudingues. Dans le paysage on voit bien le CFNP avec la couche savon de trias ; le château cathare de Quéribus est juché sur un promontoire de jurassique sup et domine le synclinal du bas Agly –ph 113-114.

Un grand panneau de poudingue crétacé sup, en bord de route, montre des déformations :

–des miroirs de faille qui indiquent un mouvement vers le Nord –ph115.

–des parties de poudingue broyées, cataclasées –ph116.

–des galets cisaillés, toujours vers le Nord –ph117-118.

Ce sont les indices d’un écaillage de faible amplitude occasionné par le chevauchement qui est juste au-dessus du panneau de poudingue.

Arrêt 6. Duilhac- Peyrepertuse. –ph119-120.

La ZsP écaillée, on vient de le voir, présente aussi des plissements, comme ici, dans le jurassique sup couronné par l’imposant château cathare de Peyrepertuse.

Arrêt 7. Oligocène- Paziols. –ph 7- 121 à 125.

On termine cette sortie avec les terrains oligocènes  situés autour de Paziols ; ce sont les premiers fossés issus de la distension et du rifting qui ont précédé la rotation du bloc Corsosarde. On a vu que le fossé du Conflent s’est formé au miocène inf et le fossé de Cerdagne, au miocène sup. Ce n’est qu’au miocène moyen et sup que la surrection de la chaîne va reprendre et se poursuivre jusqu’à nos jours.

Les cartes –ph7 et ph 121-  montrent que des failles normales limitent les fossés dont une bonne partie se trouve aujourd’hui en mer.

Dans les Pyrénées orientales, ce sont les failles normales du Tech et de la Têt. Dans l’Aude ce sont celles de Paziols qui sont orientées N50 environ et les fossés sont découpés par des failles orientées  N150 environ.

Dans le paysage, ces fossés ne sont pas pour nous évidents à voir. Néanmoins une faille est visible sur la route qui relie Tuchan à Vingrau. Les affleurements montrent que ces fossés se sont remplis de sédiments continentaux : argiles, grès, poudingues, issus des reliefs avoisinants. Des chenaux, des plaines d’inondation se sont succédé pour les combler.

 

 

 

chaîne cadomienne- nord-Bretagne

                                La chaîne cadomienne  de Nord-Bretagne.

Voici enfin une page sur la chaîne cadomienne vue au cours d’une sortie de plusieurs  jours, sortie que l’on va renouveler l’an prochain. Nous avons vu un lambeau de la chaîne cadomienne, celui de nord-Bretagne, ainsi que les roches les plus vieilles de France (2GA), mais aussi un peu de la chaîne varisque qui est omniprésente en Bretagne.

La sortie a été préparée à l’aide de nombreux documents dont les livres du BRGM (série curiosités géologiques, guide géologique), de plusieurs articles de géologues dont M.Ballèvre, JP.André, JF.Moyen, Ph.Bardy, V.Durand, P.Graviou, sans oublier la lithothèque de Rennes.

L’orogénèse cadomienne européenne 660- 540MA, correspond à l’orogénèse panafricaine qui achève Pannotia constitué de 4 supercontinents (Baltica, Laurentia, Siberia et Gondwana). –lire la page «plaques tectoniques », pour plus de détails. Avalonia et Armorica sont des terranes au nord de Gondwana et au sud des 3 autres supercontinents.

-ph1. La fermeture de l’océan entre Gondwana et les terranes va créer l’arc cadomien, qui formera par la suite la chaîne panafricaine (la chaîne cadomienne en est la partie européenne).

La chaîne cadomienne est constituée de 4 unités (5 avec Yffiniac) : unité du Trégor, u. de St Brieuc, u. de St Malo et u. de Fougères qui est l’avant-pays autochtone mais un peu déformé. Ces unités vont se mettre en place vers la fin  de la subduction  de l’océan au nord de Gondwana -ph1- sous forme de nappes  de charriage qui vont se chevaucher, s’empiler du nord vers le sud sur l’avant-pays.  –ph2-3.

Il ne faut pas perdre de vue, au cours de cette sortie :

–       Qu’en Provence, nous ne connaissons pas de roches aussi âgées (précambriennes).

–       Qu’à cette époque le monde est minéral : pas de vie sur la terre ferme, pas assez d’ozone protecteur. Donc, ni plantes, ni animaux terrestres.

–       Dans l’eau, on connait à cette époque la faune d’Ediacara, trouvée en Australie ; que des animaux à corps mou (type hydres, méduses..).

–       On connait aussi la faune des schistes de Burgess au Canada ; les corps sont toujours mous, mais tous les embranchements connus aujourd’hui sont représentés. Une diversification a donc eu lieu entre 580 et 530MA.

–       Il n’y a pas de roches calcaires car les animaux ont un corps mou, sans squelette. La seule source possible de calcaire  provient de l’altération des feldspaths, qui peuvent donner quelques roches calcaires, en particulier autour des pillows lavas.

–       L’érosion ayant eu du temps pour se manifester, on ne voit plus aujourd’hui que les structures profondes de la chaîne (comme dans le massif des Maures).

–       Ce socle cadomien va se comporter comme un bloc rigide, pendant la formation de la chaîne varisque. Seules des failles existantes vont rejouer et, d’ailleurs, on voit un peu partout dans ce cadomien, des filons de dolérite datant du carbonifère.

Puisqu’il y a 4 unités, nous  les avons parcourues  au cours de notre sortie pour avoir un aperçu de cette chaîne, reconstituer les milieux de formation, mais nous n’avons pas abordé vraiment la tectonique de la chaîne.

Unité du Trégor : Elle est interprétée comme un arc insulaire en bordure d’une zone de subduction plongeant vers le nord.-ph4- les roches ont environ 640 à 610 MA.                        On y trouve des roches plutoniques et volcaniques (granites, diorites, basaltes) du batholite du Trégor et des restes de socle icartien de 2 GA environ (paragneiss, gneiss oeillés, quartzites, amphibolites) emballés dans les roches plutoniques..

Nos arrêts nous ont conduits à Brehec, Port Béni, Guilben, Ploumanac’h, Trébeurden.

1.Entrée de Ploumanac’h, sentier douanier du Ranolien, face au parking.-ph5 à8.

Le long de la côte, les roches datées d’environ 2GA sont des gneiss icartiens, anciennes roches granitiques antérieures au cadomien  et métamorphisées en gneiss. Elles sont traversées par de nombreux filons de granite rose varisque. Sur le petit îlot à marée haute, on trouve le granite de Perros Guirec âgé de 600MA (cadomien,batholite du Trégor). Il est, lui aussi, traversé par des filons de granite rose.                                                                                     On trouve donc, sur une petite distance, des roches appartenant à 3 cycles orogéniques distincts : cycle icartien, cycle cadomien, cycle varisque.                                                               Sous le parking, -ph9- on a un affleurement de quaternaire (wûrm ancien) : une coulée de gélifluxion recouvre une ancienne plage fossilisée par cette coulée.

2.port Béni. -ph10-11. Sous une coulée de gélifluxion quaternaire (caractérisée par une formation appelée head), on peut voir une microgranodiorite du batholite du Trégor. La roche est constituée de plagioclases, orthose, quartz, biotite, hornblende. Elle est âgée de 615MA. Elle contient diverses enclaves dont des microdiorites.-ph12 à 15.

Elle emballe une énorme enclave de gneiss icartiens dont on voit un contact sur la plage-ph16. Cette enclave est constituée de :

– paragneiss, roche litée avec bandes claires et bandes sombres, ancienne roche volcano-sédimentaire.-ph17-18.

-gneiss oeillé  à quartz, orthose, microcline, biotite, hornblende, ancien granite porphyroïde, donc c’est un orthogneiss. Ces deux roches ont subi un métamorphisme de faciès amphibolite (profondeur de l’ordre de 25km, température de 600°C environ).-ph19-20.                                                                                                                                                                                 Un filon de dolérite varisque traverse le tout-ph21.

 

On retrouve, comme à Ploumanac’h, des roches qui ont subi 3 cycles orogéniques.

3.pointe Guilben. –ph22.

La pointe nous offre un empilement spectaculaire de pillow-lavas (coussins de lave) de nature basaltique. Les uns vus en long, d’autres en coupe –ph23-24. Ils sont datés de 610MA. Ils se sont empilés en milieu marin, pendant un épisode de distension, mais ils ont ensuite été déformés, aplatis pendant la formation de la chaîne cadomienne vers 580MA.-ph25-26. Cependant, la polarité reste visible puisque les pédoncules ont été conservés. D’ailleurs, ils n’ont subi qu’un métamorphisme de faciès schiste vert, est-il dû à la déformation ou n’est-ce qu’un métamorphisme hydrothermal ? –ph27 à 29.

Ils n’ont pas été émis à grande profondeur car partout, on voit des vacuoles de dégazage (aspect vésiculé, scoriacé) –ph30. Certains sont creux, vidés de leur lave et plus ou moins remplis, postérieurement, par de la calcite ; leur bordure est figée, vitrifiée.-ph31 à33. Beaucoup de coussins sont soudés par de la cornaline rouge (variété de calcédoine hydrothermale riche en fer) et par de la calcite ; la source de calcium provient de l’altération des feldspaths plagioclases de ces basaltes.-ph34-35. On trouve également des brèches de coussin –ph36- et des brèches et tufs formés par des explosions dues à la rencontre du magma avec l’eau froide ou bien par des retombées aériennes de volcans proches –ph37-38. Les coussins sont par endroits recoupés par des filons de kératophyre (trachyte sodique), preuve s’il en est, d’une cristallisation fractionnée dans la chambre magmatique.-ph39.

Il y a donc une mise en place de ces coussins de lave à faible profondeur, au sud de l’arc insulaire du Trégor, en contexte de subduction, probablement dans la partie avant-arc.-ph40.

4.île Milliau. Trébeurden. -ph41-42.

Le granite rose de Ploumanac’h daté à 295MA donc varisque, constitue l’île mais l’estran présente une roche très sombre dont on peut voir le contact avec le granite sur la partie sud de l’île. Le contact est très net, les couleurs sont très différentes. La roche sombre, non datée, mais cadomienne est constituée  de lits clairs qui alternent avec des lits sombres. Ces lits correspondant à des turbidites, avalanches sous-marines cadomiennes ; les lits clairs étaient des sables, les lits sombres des argiles

donc des produits de l’érosion de l’arc du Trégor déposés en mer, puis déformés, redressés à la verticale : ce sont des phyllades comme on en trouve dans le massif des Maures.-ph43 à 45. Lors de sa mise en place le pluton de granite rose a injecté des filons qui suivent souvent  la foliation des phyllades. Ces filons sont de toutes tailles (ici centimétrique-ph46). Ils ont également arraché des morceaux de phyllade qu’on peut voir en enclaves dans le granite –ph47. Certaines enclaves sombres argileuses sont tordues, ramollies par la chaleur du granite –ph48. Elle a également subi un métamorphisme de contact -c’est une cornéenne ; des minéraux nouveaux sont apparus : cordiérite, andalousite, sillimanite en petites taches noires sur la roche. C’est un métamorphisme haute température, basse pression (environ 600°C et 8 km de profondeur).-ph49-50.

5. plage de Brehec. –ph51.

Brehec est encore situé dans l’unité du Trégor. C’est un petit bassin ordovicien inférieur (490-470 MA) qui se remplit de sédiments détritiques terrigènes (grès, argiles), turbidites provenant  de l’érosion de la chaîne cadomienne terminée vers 540MA ; érosion qui se poursuit encore. Sur la plage, tout près des dernières maisons, sur l’estran, on peut voir des conglomérats à éléments divers, non classés, anguleux. Ils n’ont pas été transporté loin, ni longtemps. Ils ont dû être déposés dans la partie proximale d’un cône sous-marin.-ph52-53. D’ailleurs, à quelques mètres, toujours sur l’estran, on peut voir une discordance entre les grès briovériens (cadomiens) au pendage important et ce conglomérat. -ph54.Sur la petite falaise devant, la discordance est encore plus visible. Les grès briovériens ont un pendage de 60° et le conglomérat de 40° environ. La discordance se fait sur une surface d’érosion –ph55.

Plus loin sur la plage, les conglomérats passent à  des grès clairs et pélites rouges affectés par de nombreuses failles normales.-ph56. Quelquefois, on  peut mesurer  facilement les rejets verticaux.-ph57.quelques unes sont des failles synsédimentaires. Par exemple la photo 58 montre une faille normale dont le rejet est plus important en bas qu’au-dessus (couleur jaune). Les derniers sédiments (couleur blanche) sont plus épais sur la partie gauche de la photo que sur la partie droite, car la faille a dû cesser de fonctionner pendant le dépôt des dernières couches visibles sur la photo (en blanc).

D’autres découpent les affleurements en minigrabens ; le bassin ordovicien est en extension.-ph59.

Des filons de trachyandésite verts traversent les sédiments et ont dû alimenter des volcans au-dessus, érodés depuis.-ph60. Les bordures de ce filon ont verdi sur plusieurs centimètres  les pélites rouges–ph61. Des fluides hydrothermaux ont dû réduire le fer. De même, ils ont dû former les nodules de sidérite (FeCO3) qu’on peut voir dans les pélites, non loin des filons.-ph62-63. Le bassin ne devait pas être profond, quelquefois émergé car il y a par endroits des fentes de retrait dans les pélites-ph64-65.

C’est une subsidence saccadée qui a permis l’accumulation de sédiments dans ce petit bassin ordovicien, en bordure sud de l’arc du Trégor..

Unité de Saint-Brieuc : Elle occupe un bassin intra-arc formé devant l’arc du Trégor et un peu plus jeune –ph2-3.

Nos arrêts nous ont conduits à fort la Latte, cap Frehel, Erquy, port Morvan, pointe du Roselier, Pordic-le Havre, Tournemine, port  Goret, plage du Palus.

On y trouve 2 formations : formation d’Erquy (610-590MA) et, au-dessus, la formation de Binic (570-550MA).-ph66. Elles reposent sur des éléments de socle plus anciens : icartien (2GA) et pentevrien (750MA) qu’on peut contempler sur la  plage de port Morvan –ph67. On y voit une ancienne roche magmatique métamorphisée en gneiss et schiste, traversée par un filon de dolérite qui alimentait la formation d’Erquy. Le tout est déformé, redressé, en même temps que l’avant-arc  entre 580 et 570MA. Pendant cette déformation, des plutons de diorite s’insinuent à travers ces formations volcano-sédimentaires ; ils ont le même âge, 580MA environ.

Ainsi le pluton de fort la Latte dont la foliation est très redressée –ph68-69. La diorite constituée de quartz, plagioclases, biotite et amphibole contient de nombreuses enclaves d’amphibolites –ph70. On a 2 roches métamorphisées (ancien granite et ancien basalte). A y regarder de plus près, des felspaths appartenant à la diorite sont dans les enclaves d’amphibolite. On est en présence de 2 magmas qui se sont mélangés,  des cristaux ont migré d’un magma à l’autre- ph71-72. Age :575MA environ.

De même, la diorite de port Goret (575MA environ), très redressée aussi, à enclaves de gabbro –ph73 à75-, traverse les leptynites de la plage du Palus –ph76-77- et la formation de Binic dont les couches stratifiées présentent de nombreuses figures de sédimentation –ph78 à81.

La formation d’Erquy (610MA) nous offre une coupe depuis la plage de Caroual jusqu’à la pointe de la Heussaye – ph82 à 84.

Sur toute la coupe les couches sont verticalisées –ph85. Un empilement de coussins de lave  termine la plage de Caroual. Ils se sont épanchés en milieu marin, dans le bassin intra-arc –ph86. On peut retrouver la polarité de cet empilement grâce aux ombilics dirigés vers le bas –ph87-88. On se trouve à la base de la série, le haut  étant vers la pointe de la Heussaye. La série a donc été basculée. Les coussins présentent des cortex vitrifiés, par endroits, une brèche à hyaloclastites remplit les vides entre les coussins –ph89-90. Les sédiments en contact avec ces coussins très chauds ont été transformés en cornéenne appelée adinole –ph91.

Vers la pointe de la Heussaye, on peut voir encore des coussins, des brèches de coussin, des fragments de lave, de même forme qui ont dû tomber dans un sédiment non encore consolidé –ph92 à 94.

Quelques  sills (filons) s’insinuent entre  les sédiments toujours très redressés. Ils sont de couleur claire. Ce sont des trachytes sodiques riches en albite, mais on ne voit aucun cristaux à l’œil nu. Ces laves ont subi un métamorphisme hydrothermal. On les appelle kératophyres –ph95 à98. Ces filons recoupent les sédiments ; ils leur sont donc postérieurs. Il y a donc, au fil du temps, une évolution du magma en des termes plus acides avant que la série bascule pendant la formation de la chaîne cadomienne (580-570MA).

Remarque : un filon de dolérite se trouve sur la plage d’Erquy, juste avant la pointe d’Heussaye, avec une érosion en boule, mais c’est un filon varisque (carbonifère) –ph99-100.

Non loin d’Erquy, depuis les hauteurs de la plage de la Fosse, on peut voir le cap Fréhel et son étonnante surface d’érosion tertiaire, ainsi que les larges baies et petits caps entaillés dans les grès roses dont les strates ont un pendage de 20 à 30° vers le nord -ph101-102. A la loupe, on voit surtout une grande quantité de grains de quartz, d’autres minéraux sont visibles au microscope –ph103.  Dans les bancs, on peut voir des stratifications obliques –ph104. Ce sédiment, daté de l’ordovicien inférieur (490-470MA), s’est déposé dans un petit bassin peu profond, subsident, qui a recueilli encore à cette époque des produits de l’érosion de la chaîne cadomienne.

La pointe des Roseliers offre un panorama unique sur la baie de St Brieuc, à l’Est jusqu’au cap Fréhel, à l’Ouest jusque vers Paimpol –ph105-106-. La pointe révèle la présence de pillow lavas assez écrasés, verticalisés lors de la formation de la chaîne cadomienne. La déformation est plus importante qu’à Erquy situé plus au nord-ph107-108.

Une question se pose : pourquoi tant de roches pluto-volcaniques dans un arc ? La réponse a été donnée en laboratoire par l’étude de la fusion des péridotites sèches et hydratées –ph108A.

Au niveau des dorsales, entre 20 et 100km de profondeur, le géotherme recoupe la courbe du solidus (S). Il y a fusion partielle de la péridotite et production de magmas due aux mouvements ascendants du manteau dans cette zone.

Au niveau des zones de subduction, la température n’augmente pas très vite avec la profondeur.  A 100km, la péridotite ne fond pas (point bleu). Mais si la péridotite est hydratée (S1), il y a fusion partielle et production de magmas par la plaque chevauchante qui est hydratée par l’eau perdue par la plaque en subduction ainsi que par la déshydratation de minéraux tels que micas, amphiboles, au cours du métamorphisme conjoint –ph 108B.

 

Unité de Saint-Malo : nos arrêts nous ont conduits à Cancale (pointe du Grouin et port Briac) et à Saint Jacut-de-la-mer.

La subduction est terminée vers 570-560MA ; l’unité de St Malo se structure sur Gondwana. Elle reçoit les produits de l’érosion de la chaîne : des sédiments terrigènes turbiditiques (les grès briovériens). En profondeur, la fusion crustale donne des migmatites qui vont être intrudées par des plutons. Le tout remonté près de la surface lors de la formation de la chaîne et porté à l’affleurement par l’érosion qui s’ensuit.-ph109.

1.Saint-Jacut-de-la-mer. –ph110-111. Les sédiments briovériens sont métamorphisés en paragneiss –ph112-113. Les lits blancs contiennent quartz, feldspath microcline, un peu de sillimanite, les lits noirs biotite, cordiérite, tourmaline. Ces paragneiss sont fortement plissés. On peut reconnaître des plis à flancs longs et courts, signe de cisaillement et plusieurs générations de plis –ph114 à 117.

Des filons de pegmatite à tourmaline à très gros cristaux traversent ces paragneiss, ils sont émis par des plutons de leucogranite tel celui de la pointe du Grouin. -ph118-119. De même on peut voir des filons verticaux de dolérite varisque (carbonifère) –ph120-121.

2.port Briac-Cancale. –ph122. Les sédiments briovériens affleurent sur la plage. Anciennes turbidites (grès et pélites)  métamorphisées, orientées N20 à fort pendage (70°E) -ph123.  Des lits de quartz ont l’allure de sigmoïdes et montrent des cisaillements senestres –ph124. On se trouve à la limite de l’unité de St Malo et de l’unité de Fougères. La faille chevauchante et décrochante se trouve juste devant nous –ph2-3 et125.

3.pointe du Grouin-Cancale. –ph126. Très belle vue sur la baie du mont Saint Michel par beau temps. Le côté Est et l’îlot des Landes voient affleurer des gneiss migmatitiques –ph127-128- qu’on trouve jusqu’au cisaillement de port Briac, tout proche.

Un pluton de leucogranite occupe la pointe du Grouin. Daté de 555Ma, il est étiré, redressé, schistosé selon la direction N20. Il est constitué de quartz, plagioclases, microcline, muscovite, biotite –ph129-130.

Unité de Fougères. –ph2-3-131. L’unité de Fougères est l’avant-pays de la chaîne cadomienne. 3 nappes viennent la chevaucher, créant, à l’avant, un bassin subsident qui se remplit sur une grande épaisseur des produits issus de l’érosion de la chaîne : turbidites (grès, argiles) qui vont se métamorphiser en schistes et se plisser au cours de la déformation. En profondeur, à des températures élevées, dans des conditions anhydres la fusion partielle de ces roches riches en argiles (silicates d’alumine) va donner des magmas dioritiques vers 550-540MA, puis à plus faible profondeur, à une température moins élevée, dans des conditions plus hydratées, des magmas de leucogranites, vers 530-520MA. Ces magmas vont donner des plutons qui vont intruder ces schistes sur toute leur épaisseur  et les métamorphiser par contact.

Nos arrêts nous ont conduits à Fougères, Mont Saint Michel, Saint Marcan, carrière de la Poultière (massif de St Broladre), mont Dol.

Château de Fougères. Le château est bâti sur les schistes briovériens verticalisés. Des filons de quartz horizontaux traversent les couches dont on voit les surfaces structurales ; ils ont été émis par un grand pluton de diorite que nous n’avons pas vu.                                     La roche est riche en taches noirâtres constituées de biotite, chlorite, cordiérite : ce sont des schistes tachetés ; ils ont subi un métamorphisme de contact, en profondeur, avec le pluton très chaud et l’érosion les a mis au jour –ph132 à 136.

Massif de St Broladre. Assez grand pluton de diorite qu’on peut voir à St Marcan avec ses sédiments autour, métamorphisés par contact. La carrière de la Poultière nous les montre très redressés, un peu plus massifs – ph137-138.

3 petits plutons de leucogranite dominent le paysage de la baie du Mont St Michel ; ils ont valeur d’inselberg car ce sont des petits reliefs qui ont mieux résisté à l’érosion que les terrains encaissants. Il s’agit du mont ST Michel, de l’îlot de Tombelaine et du mont Dol – ph139 à 141.

Mont Dol. Relief de 65m de haut, pluton de leucogranite daté de 525MA. Les schistes, à son contact, ont été métamorphisés en cornéenne, très massive par endroits, les schistes sont moins feuilletés et les taches noires peu visibles. Un filon de dolérite varisque traverse le mont –ph142-143.

Cette sortie aura été très riche en informations sur les arcs volcaniques, sur les terrains précambriens que nous n’avons pas dans notre région ; le tout dans des paysages bretons vraiment superbes.