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.

 

 

 

                                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.

 

                Le San Peyre et les Rochers des Pendus (06).

Le San Peyre et les rochers des Pendus, situés à la Napoule (06), sont des reliefs d’origine volcanique.-ph1 et2. La roche de structure microlitique est une rhyolite fluidale (pyroméride).                                                                                                                                                          Les géologues qui l’ont étudiée l’ont dénommée A9. Elle n’est pas datée, mais elle s’est mise en place après le volcanisme fissural qui a émis les rhyolites ignimbritiques A5 et A7 (250MA) et pendant l’édification des stratovolcans (Mont Vinaigre, Maurevieille) et divers dômes, vers 270MA. –ph3. Ce volcanisme a créé un relief imposant et donc une inversion de relief dans la plaine des Maures qui était un bassin continental, un rift continental au permien. (voir page Estérel).

Le San Peyre et les Rochers des Pendus se trouvent à cheval entre l’Estérel (massif volcanique) et la plaine des Maures. On va donc trouver dessous et à côté  des roches qui caractérisent ces deux zones.

Le San Peyre avec ses 131 m de haut se voit de loin.il se présente comme un cône avec une pente de 25 à 35°, mais à sommet arrondi, sans cratère.-ph4.                                                        Une bande de 250m de long se détache du San Peyre, vers l’WSW et le prolonge vers le cimetière.                                                                                                                                                                  On retrouve  cette bande entre le riou de l’Argentière et la Rague, occupée par le lotissement du domaine de Maurevieille, impénétrable sans code d’accès. La bande est un peu plus longue (750m), mais avec la même direction, décalée par une faille.                          La vue ph5 : en orange, le circuit pédestre à parcourir, très agréable et ombragé dans le parc naturel. Les observations que je vais commenter  ne vont pas suivre forcément l’ordre des arrêts.

Arrêt 1. La vue, du sommet offre un panorama sur 360° exceptionnel. –ph6 à 9.

Au NE, la baie de Cannes et les îles de Lérins. Au SSE Théoule, sa baie et ses quartiers surélevés résidentiels, au NNW Mandelieu et le Tanneron, prolongement du massif des Maures dont il est séparé par le rift continental de la plaine des Maures, au SW, vue sur le Marsaou et le sommet Pelet qui domine la caldera du Maurevieille qu’on devine plus qu’on ne voit ; au premier plan, le filon du domaine de Maurevieille orienté N70.

Au cours de la montée au sommet, puis en faisant le tour de San Peyre (arrêts 1 et 2), on voit des orgues plus ou moins massives, souvent avec 4 faces. Toutes les faces sont dirigées vers le ciel ; les prismes sont uniquement verticaux.-ph 10 à14.

Les plans de fluidalité sont, eux aussi, verticaux. –ph15-16. Il s’agit donc d’un point d’émission de lave hyper-visqueuse qui n’a pas coulé et s’est élevée comme un piston : c’est une protrusion comme on en voit dans le Velay- le suc de Monac  par exemple. –ph17 à19. Les alignements de cristaux qui soulignent la fluidalité de  A9 sont moins beaux que dans la rhyolite fluidale A11 du mont Vinaigre –ph 20-21.

Cette lave A9 qui ne peut couler, s’écroule formant une ceinture d’éboulis de prismes au pied du volcan (arrêts entre 2 et 3) –ph22 à24. C’est une caractéristique de tous les volcans à lave visqueuse (exemple le Gerbier de Jonc –ph25-). La photo 26 schématise nos observations.

Les arrêts 3. La protrusion traverse côté NW les arkoses qui remplissent le bassin permien ; la ceinture d’éboulis repose sur celles-ci. –ph27-28.

Arrêt 4. Côté S, affleurent des tufs fins et un peu plus grossiers, formant des dunes et des antidunes. Ce sont les projections les plus distales des déferlantes basales qui ont formé le croissant pyroclastique du volcan Maurevieille dans sa phase phréatomagmatique (voir page Estérel) qui a constitué un maar. (étape qui a précédé l’émission de rhyolite fluidale A11). – ph29 à 32. Le San Peyre devrait donc être plus jeune que ces tufs fins, puisqu’il les surmonte, au moins par son éboulis.

Arrêts 5 et 6a. filon. Sur 250m, du cimetière au San Peyre, on suit un affleurement de rhyolite fluidale A9.-ph33. La fluidalité est subverticale avec des contournements qui montrent  bien la turbulence subie par la lave au cours de son éjection. Il s’agit d’un filon orienté N70. –ph 34 à36. Le contact du filon avec l’encaissant est visible sur le côté N (arrêt 6a). Cet encaissant est un tuf clair à ponces ; issu du Maurevieille, probablement lors de la formation de la caldera. On devine ce contact un peu avant d’arriver au parking.-ph 37 à39.

Arrêt 7. Domaine de Maurevieille. –ph40 à 42.

Le domaine de Maurevieille est bâti sur le prolongement de ce filon, décalé par une faille. Sur la partie Ouest, en dehors du domaine inaccessible, on peut voir les orgues verticales et l’éboulis au pied. Autre protrusion associée au filon N70.

Arrêt 6. Le contact du San Peyre côté WSW  est visible près du parking. Les prismes verticaux, sont en contact avec un tuf fin et clair, provenant du Maurevieille., comme précédemment. –ph43 à 45.

Un petit circuit en bord de mer va nous faire découvrir d’autres affleurements et les Rochers des Pendus.

Arrêts 8. Plage du château, porche sous le château, plage de la Raguette.                                     – ph 46. On voit des dépôts sédimentaires présentant des lits grossiers alternant avec des lits plus fins. Les éléments sont tous des blocs plus ou moins gros de rhyolite fluidale A9 –ph47. Ils mesurent jusqu’à 50 cm sous le château –ph48.  Ce sont des éboulis successifs, distaux, qui proviennent de l’écroulement de la protrusion du San Peyre. Ils reposent sur des lits de cinérites qui alternent avec des lits plus épais et plus grossiers de coulées pyroclastiques (dépôts de nuées ardentes –ph49).

Arrêts 9. Rochers des Pendus.

On arrive ensuite devant les Rochers des Pendus qui constituent une falaise de plus de 50m de haut –ph50. On reconnait la rhyolite fluidale A9 qui présente des plans de fluidalité très redressés, presque verticaux –ph51, avec des contournements –ph52.  La direction des plans de fluidalité est de N 10 à 20°, donc direction presque N-S. c’est une autre protrusion qui s’élève verticalement. Un prisme horizontal –ph53, suggère qu’on est dans la cheminée –ph54, donc sous la surface qui a dû être érodée pour dégager une partie de la cheminée. Ce volcan devrait donc être antérieur au San Peyre qui est tout proche et n’est pas érodé à ce point. Mais un seul prisme n’est pas suffisant pour l’affirmer.                                                    Sur la RN98, on peut voir le contact. Entre cette protrusion et les tufs clairs ponceux issus du Maurevieille –ph55.

Arrêt 10. RN98.

On peut voir également sur une surface érodée, des galets alignés qui matérialisent un ancien rivage, une ancienne plage, à une quinzaine de mètres au-dessus de la plage actuelle –ph56. Il y en a une autre à la sortie de Théoule avant d’arriver au parking de l’Aiguille –ph57. Age quaternaire ??

Conclusion :

On a vu sur une petite surface 3 protrusions qui se sont mises en place à la limite entre le bassin permien de la plaine des Maures et le massif volcanique de l’Estérel.            L’ensemble de ces protrusions à partir du San Peyre, s’aligne selon deux directions divergentes (N-S et WNW) –ph58.                                                                                                                  Ces deux directions correspondent à des failles importantes du bassin permien –ph59.

Je remercie Monsieur G.Crévola, géologue, qui m’a autorisé à utiliser ses travaux sur ces volcans pour préparer ma sortie géologique (voir page liens).

 

 

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Le fossé de la Roque d’Anthéron et le chaînon des Costes

Introduction.

Le village de la Roque d’Anthéron, situé non loin de la Durance est bâti au cœur d’un fossé (graben) oligocène bordé par des failles normales. -ph1

Fossé issu du rifting qui a précédé la formation du bassin algéro-provençal et de la dérive corso-sarde.                                                                                                                                                               La méditerranée nouvellement formée va transgresser plusieurs fois pendant le miocène (burdigalien, langhien-serravallien, tortonien). Des témoins de ces transgressions qui viennent sceller les failles normales sont visibles sur et autour du chaînon des Costes.

Au cours du miocène, le massif se soulève, portant le burdigalien bien au-dessus du langhien plus récent. Fin miocène, suite au contre coup de la surrection alpine, le massif chevauche en rampe vers le sud son avant-pays. Le miocène se coupe alors en deux, constituant un plateau dont il reste des lambeaux (Vernègues, Sèze, Manivert, le Pigeonnier) non plissés et un ensemble plissé en avant du massif (formant  parfois des écailles).

Au messinien, suite à la fermeture du détroit de Gibraltar et d’une perte en eau de 1500m environ de la Méditerranée, la Durance creuse une gorge profonde de près de 1000m au droit de la Camargue.  ph2-3.

Fin messinien, lors de la remise en eau de la Méditerranée, la mer remonte en ria le long des gorges creusées précédemment par la Durance. On en voit des traces en deux endroits dans le chaînon des Costes.

Les différents arrêts dans la partie orientale du chaînon vont apporter des précisions, et compléter les informations recueillies dans la partie ouest du chaînon.

Deuxième sortie : partie orientale du chaînon et fossé de la Roque d’Anthéron.

Pour des soucis de clarté, les explications ne suivent pas toujours l’ordre des arrêts.  -ph4.

  Arrêt 1 et 1’. lac de St christophe et D561 près de Sylvacane.

Ces deux affleurements ont enregistré le retour de la mer au pliocène inf, en ria, le long d’une gorge creusée par la Durance au messinien.

A St Christophe, sur la paroi de la gorge, se sont formés des encroûtements ferrugineux type hard ground et des placages d’huîtres sont visibles en plusieurs endroits de l’affleurement. –ph5 à 9.

Sur la D561, le contact paroi de la gorge et argiles du pliocène inf est bien vertical. Dans les argiles, on a trouvé, lors d’une sortie précédente, une valve d’huître. Le calcaire hauterivien porte des perforations de pholades. Certaines perforations sont comblées par des sédiments pliocènes (argiles plus ou moins sableuses). –ph10 à 14.

Arrêt 2. Bauxite.

A la fin du crétacé inférieur, dès l’albien, la Provence émerge en un bombement (durancien ou provençal, ou isthme durancien) formant un chapelet d’îles. –ph15.  Le climat tropical va alors altérer les marnes aptiennes et albiennes. Par lessivage, les argiles perdent leurs silicates et se transforment en kaolinite (perte de 50% de silicates). Au terme du lessivage (plus du tout de silicates), il reste de la gibbsite, minerai d’aluminium, Ô combien recherché ! L’ancienne mine de Sylvacane contient encore un peu de bauxite, de bauxite avec kaolinite, et un peu de gibbsite qui imprègne les calcaires hauteriviens. Cette bauxite se trouvait piégée dans une ou plusieurs cavités karstiques dont on voit encore, par endroits, des colonnes dans le mur d’une cavité. Le toit devait être rognacien lacustre ; il y a des affleurements de part et d’autre de la mine (carte 1). –ph16 à 19.

Arrêt 3. La Roque d’Anthéron. –ph 20 à23.

Le centre du graben a été occupé par un lac oligocène ; on peut voir des dépôts calcaires et marneux stratifiés dans le village. Les fossiles peu abondants ici, sont surtout des Charas (tiges et oogones) qui attestent du caractère lacustre des dépôts.

———–Les bordures du fossé.

Le fossé, étroit (2,5km), est bordé par des failles normales (FN) ; on peut les voir aux arrêts 4, 7 et 9.

Arrêt 4. Bordure ouest. Une partie de la grande faille normale orientée NE-SO se voit bien. Aux strates calcaires de l’hauterivien inf succède une brèche qui nourrissait le fossé à chaque jeu de la faille. Du détritique plus fin (argiles) se déposait lors des périodes d’accalmie. On a ainsi une succession  brèches-argiles (arrêt6) sur les bords du fossé et une sédimentation calcaire, au centre. –ph24 à30a.

Arrêt7. Bordure Est. On est à l’extrémité SO du bassin. Le jeu de la FN a rempli toute cette partie du bassin. Au-dessus, domine le plateau de Sèze (burdigalien) qui repose en discordance sur une surface d’érosion qui concerne l’hauterivien et l’oligocène. Le burdigalien vient sceller la FN du bassin qui ne s’agrandit plus.  –ph30a à32.

Arrêt9.  Bordure Est du fossé, juste avant d’atteindre le plateau de Manivert (burdigalien), qui scelle la FN un peu plus loin. On a ici, le rognacien abaissé au niveau de l’hauterivien par le jeu de la FN orientée E-O. là aussi, le bassin est rempli. Le burdigalien repose en discordance sur l’hauterivien et le rognacien par une surface d’érosion. –ph 1-30a-33-34.

——-les transgressions du miocène.

Arrêt 5. Biseau transgressif du burdigalien (m1). Plateau de Sèze. –ph35 à 38.

La mer burdigalienne arrive sur une surface d’érosion. A la base de la transgression un conglomérat plus ou moins roulé avec des « galets » présentant des perforations de pholades. La roche est claire, avec des plages blanches qui sont des algues rouges calcaires (Mélobésiées). La couleur rouge a disparu, il reste le thalle calcaire et des rhodolites : structures plus ou moins sphériques dues à la croissance de thalles d’algues rouges qui se rencontrent, se rebroussent et donnent ces structures plus ou moins globuleuses. –ph39 à 41.

Arrêt 6. Conglomérat de base du burdigalien avec perforations de pholades sur une surface d’érosion oligocène. –ph42-43.

D’anciennes carrières de pierre du midi entaillent la falaise du plateau de Sèze.   -ph44-45.

Arrêt 10. Burdigalien du plateau de Manivert, avec ND de Goiron en bout de route, haut lieu de la résistance ; une stèle est là pour nous le rappeler. Quelques maisons troglodytiques sont visibles à flanc de falaise, ainsi que des tombes creusées dans la roche. Des sculptures à l’entrée d’une maison sont là pour conjurer les mauvais esprits de rester dehors. La vue sur le fossé est très belle. –ph46 à52.

Le faciès de la roche nous rappelle qu’il s’agit d’un dépôt peu profond, remanié par les courants, riche en débris d’animaux et d’algues calcaires (barre, dune hydraulique). –ph53 à55.

Arrêt 8. Transgression du langhien-Serravallien (m2). –ph30a-56-57-58.

Une nouvelle surface d’érosion est très visible en bordure de route. Elle présente de nombreuses perforations de pholades qui caractérisent la zone de balancement des marées, donc un rivage. Elle est recouverte par un biseau transgressif discordant de langhien (marnes sableuses micacées et calcarénites).

Une constatation importante s’impose : le langhien devrait être au-dessus du burdigalien puisqu’il est plus récent ; or il se trouve à une altitude bien inférieure. Donc, entre le dépôt du burdigalien et celui du langhien, il y a eu un soulèvement du massif. Une nouvelle érosion va permettre au tortonien (m3) de se déposer sur tout  le massif. On le voit dans la partie Ouest (page chaînon des Costes), puisque le vieux Vernègues est bâti sur le tortonien

——–le chevauchement du massif des Costes, dans cette partie orientale.

Arrêt 8a. chemin du camp d’Eyguières. –ph59 à63.

Le chevauchement de la chaîne des Costes vers le SE, entraîne, en avant, le langhien discordant. Le tout chevauche le tortonien en formant une petite écaille de tortonien qui domine la plaine.

———Résumé sur les 2 sorties dans le chaînon des Costes.

Après une sédimentation continue pendant le début du secondaire, la basse Provence émerge à l’albien en un bombement sur lequel vont se développer les bauxites dont certaines vont être piégées dans des cavités karstiques.

La sédimentation ne reprendra qu’à la fin du secondaire, en milieu continental (lacustre).pendant que la basse Provence commence à se structurer. Fin éocène, les chevauchements sud-provençaux s’initient et, ici, on a une succession de plis en anticlinaux et synclinaux (Costes, Luberon, Alpilles). A l’oligocène, en réponse au rifting qui va aboutir à la dérive corso-sarde, le fossé de la Roque d’Anthéron se forme dans le chaînon des Costes. Après érosion, les transgressions du miocène marquent l’ouverture de la Méditerranée actuelle. Un premier soulèvement a lieu entre le burdigalien et le langhien. Fin miocène, suite à la poussée alpine, le massif des Costes chevauche vers le SE son avant-pays. La suite est décrite dans l’introduction.

L’histoire des Costes est liée à celle du Luberon et Ventoux-Lure. C’est toute la couverture secondaire et tertiaire qui glisse sur le trias (couche savon) ; glissement induit par la surrection des Alpes et marqué par des séismes historiques. Le glissement s’amortit vers le sud par le plissement du Luberon, des Costes, de la Trévaresse et il est bloqué, actuellement, par le chevauchement pyrénéo-provençal au niveau de la Nerthe. –ph64.

le chaînon des Costes.

Introduction :

Le chaînon des Costes est limité au nord par la Durance, à l’ouest par le couloir faillé de Salon-Cavaillon, au sud et à l’est par le synclinal de la Barben, l’anticlinal de rognes et la chaîne de la Trévaresse. ph1

Il est constitué de terrains datant du crétacé inférieur avec des failles et des chevauchements de direction sensiblement E-W qui sont des exutoires pour les eaux qui s’infiltrent dans le massif (surtout dans l’hauterivien) et ressortent à la source d’Adane  pour alimenter Pelissanne et dans le couloir faillé  de Salon-Cavaillon, au niveau de Roque Rousse (Costes), où elle est captée dans le karst et dans la nappe captive située au-dessus du karst et sous les limons imperméables. ph2-3.

En 1909, les communes furent impactées par un séisme important dont les traces sont encore visibles dans les villages. ph4.

Dans sa partie est, des  failles normales oligocènes ont constitué un fossé : le fossé de la Roque d’Anthéron (voir prochaine sortie) occupé par un lac qui y a laissé ses sédiments. Ce fossé est un prélude à l’ouverture du bassin Algéro-Provençal suivi de la dérive Corso-Sarde. ph1.

Fin miocène, en réponse à la surrection des Alpes, ce petit massif va chevaucher vers le sud et le sud-est le synclinal de la Barben et l’anticlinal de Rognes qui le sépare de la chaîne de la Trévaresse. ph1.

Au messinien, suite à la fermeture du détroit de Gibraltar et d’une perte en eau de 1500m environ, de la Méditerranée, la Durance creuse une gorge profonde de près de 1000m au droit de la Camargue.  ph5-6.

Fin messinien, lors de la remise en eau de la Méditerranée, la mer remonte en ria le long des gorges creusées précédemment par la Durance. On en voit des traces en deux endroits dans le chaînon des Costes.

Les différents arrêts de cette sortie dans la partie ouest du chaînon vont apporter des précisions, d’autres seront apportées par la prochaine sortie dans la partie est du massif (fossé de la Roque d’Anthéron et chaînon des Costes).

Première sortie : partie ouest du chaînon des Costes.

.arrêt 1. Aurons bas, entrée de Pelissanne. Descente depuis le lieu-dit les Pinèdes jusqu’aux abords de Pelissanne.

La route serpente dans les gorges creusées par le vabre de la Goule. Elle traverse des couches qui pendent toutes, vers le nord : berriasien d’abord, calcaire lithographique grisâtre à bancs assez épais –ph7 ; puis les couches du tithonien, calcaires clairs, gris, micritiques, en bancs massifs –ph8-9- et enfin, les calcaires du kimméridgien, en petits bancs grisâtres.-ph10- Le relief change alors ; cet ensemble calcaire du massif des Costes chevauche les sables micacés et marneux du langhien qui supportent un peu plus loin les calcaires bioclastiques grossiers du tortonien marin riches en débris de fossiles dont de nombreux Chlamys ; Ce tortonien est très redressé comme doit l’être également le langhien recouvert de végétation et d’habitations. Il s’agit d’une ancienne dune hydraulique mise en place par les paléocourants de l’époque. ph11 à 15.

Arrêt 2. Parking sur la D68, et intersection avec la D22.

Le burdigalien, horizontal, affleure à l’entrée amont du village d’Aurons. La roche est une calcarénite blanche qui contient, ici, peu de fossiles. ph16-17.

Un peu au-dessus, sur la D22, apparaît la surface d’érosion antémiocène qui affecte l’hauterivien. Celui-ci supporte, en discordance, le langhien sableux (miocène moyen). ph18.

Arret 3. Vieux Vernègues.

Le vieux Vernègues est le village qui a le plus souffert du séisme (44 morts). Il est pourtant éloigné de l’épicentre situé entre Rognes et Puyricard. C’est en raison d’un effet de site comme à Venelles et Cornillon. L’effet de site est responsable d’une amplification des vibrations engendrées par le séisme (position topographique élevée couplée aux propriétés mécaniques de l roche moins résistante que le calcaire.-ph19.

L’échelle des intensités (Mercalli, aujourd’hui MSK), basée sur les dégâts et les témoignages, a permis de dresser une carte d’isoséistes et de situer l’épicentre. L’intensité maximale a été évaluée à 9 et même 10 en certains lieux (Vernègues, Rognes…). L’aire d’intensité supérieure à 7 est sensiblement allongée parallèlement au chevauchement de la Trévaresse.-ph20.

La magnitude (échelle de Richter) évaluée longtemps après le séisme donne une valeur de 6,2 à 6,3 avec un foyer peu profond situé entre 2 et 5 km maximum.

On sait maintenant qu’il existe une relation entre la longueur de la faille, le déplacement et l’énergie libérée. Les séisme de 1909 a provoqué un déplacement de 23cm, le long d’une faille qui a entre 8 et 10 km de longueur et ne peut engendrer de séisme supérieur à 6,3.

C’est sur cette valeur que se basent les simulations et les normes parasismiques à respecter.

Les photos 21 à 29 montrent les ruines du château qui s’est écroulé sur de nombreuses maisons dont seules, les caves enterrées ont résisté. Le nouveau village a été reconstruit dès 1911 plus bas, dans le quartier du Jas, en terrain calcaire.

Arrêt 4. Vernègues, sous le village actuel, D22c.

Les couches de l’hauterivien pendent vers le nord et sont érodées à leur sommet, formant une surface plane (surface d’érosion) sur laquelle repose en discordance et à l’horizontale les couches du miocène (langhien et tortonien).-ph30 à32.

Le langhien qui affleure ici est constitué de bancs sableux et de grès biosclastiques à débris de fossiles. les stratifications obliques indiquent une progradation de la barre vers l’est (ici).-ph33.

Les oursins irréguliers du genre Toxaster sont présents par endroits sous la surface d’érosion et datent bien la roche de l’hauterivien.-ph34.

Arrêt 5. Début de la descente.

Apparaît sur la gauche une faille qui affecte l’hauterivien et le met en contact avec les marnes du valanginien, dont les terres sont occupées par un vignoble.

Le rejet apparent est d’une vingtaine de mètres. -ph35-36-37.

Arrêt 6. Chevauchement du massif des Costes.

En allant vers le sud, on retrouve la même succession qu’au premier arrêt. Après l’hauterivien et le valanginien, le berriasien en bancs bien redressés, puis le tithonien qui constituent l’ossature du massif, viennent chevaucher les  sables marneux et micacés du langhien –ph38-39.

Un éboulis et des colluvions empêchent de bien voir le plan de chevauchement –ph40-41.

A la faveur de travaux dans l’oliveraie, on peut voir que le langhien  est affecté par une légère schistosité et est très redressé voire crochonné. Il manque des critères de polarité pour l’affirmer, mais c’est l’option que j’ai choisie dans ma coupe. –ph42-43-44.

Arrêt7. Première écaille.

Au bout de l’oliveraie se termine le langhien avec l’hauterivien en place dans une propriété privée (chemin de Tabour). Sur la route on ne voit que des klippes d’hauterivien enchâssées dans le langhien.-ph45 à47.

Arrêt8. Deuxième écaille.

La deuxième écaille est constituée de tortonien et de langhien qui forment un petit synclinal essentiellement occupé par un vignoble. –ph48 à51.

Arrêt9 : D15, vers Lambesc, après la ferme de la Crémade.

Les sables langhiens sont en discordance sur l’hauterivien du petit relief de la Barben. et sont entaillés par un petit vallat. L’hauterivien et un peu de brèches oligocènes préservées ici et chevauchants, portent des perforations de pholades qui témoignent de la transgression miocène du langhien et marquent la fin de la deuxième écaille synclinale, poussée par le chevauchement des Costes. –ph52 à 55.

En conclusion, cette première sortie dans le chaînon des Costes, partie ouest, nous aura montré les grandes lignes de sa structure et de son histoire.la deuxième sortie, dans la  partie est et le fossé de la roque d’Anthéron nous précisera un peu plus les étapes de cette formation. -ph56.