circuit écailles de Faucon et haute vallée du Sasse (04). 1.Introduction :  ph1carte. La nappe de Digne chevauche les terrains autochtones à peu près vers le SW. Cependant, elle avance de façon irrégulière en formant des lobes (lobe SW et lobe central, dans le circuit).                                   Elle pousse devant elle, par endroits, des morceaux autochtones qui forment des écailles (parautochtones) : ici les écailles  de Faucon.                                                                                                                Elle pousse aussi devant elle des morceaux plus gros tel que le lobe de Valavoire qui est aussi dans notre circuit.  Entre le lobe NW et le lobe central précédé du lobe de Valavoire, se trouve une zone saillante : le redent de Turriers, limité par des failles : faille de la Frayssinie, faille Vermeil et faille du grand vallon. Les deux dernières étant des segments de la faille d’Aix qui part de Marseille et va jusqu’à Briançon. Ce redent s’oppose à l’avancée de la nappe de Digne, l’abaisse à Piéfourcha, subit tout de même la poussée, se casse en formant 2 écailles presque verticales (écaille du Sapet, écaille de roche Cline). Ces écailles poussées par la nappe s’empilent l’une sur l’autre, très redressées, tandis que la nappe passe sur les côtés. Le tout participe ainsi à l’épaississement crustal (ici partie sédimentaire qui repose sur la croûte sensu stricto) qui caractérise une chaîne de montagnes.                                                  Le chevauchement commence au miocène moyen et se poursuit de nos jours encore. 2. les arrêts : —–Via ferrata, peu après Le Caire, entre la Fougère et la roche des Prises. ph2-3.                                     Ces 2 grands blocs de Tithonien ferment la dépression de Laragne (anticlinorium érodé jusqu’aux terres noires).                                                                                                                                                                                Les couches, bien visibles au pied du rocher de la fougère sont verticales et présentent des zones à slumps, qui témoignent de l’instabilité des pentes au moment de la sédimentation et de l’extension de l’océan alpin au tithonien.                                                                                                                                                  On se trouve dans le grand vallon qui est une vallée morte. La rivière alimentée par la fonte d’un lobe du glacier apparenté au glacier de l’Ubaye, a cessé de couler, fin würm,  lorsque ce lobe a reculé au-delà du col de Sarraut. Aujourd’hui, un mince filet d’eau serpente au fond de ce vallon. ph4.                  Ce qui surprend le plus, en regardant en amont de la vallée, c’est le contraste entre son flanc gauche (NW) et son flanc droit (SE). ph5-6. ++ flanc gauche, NW : ph7 à11.                                                                                                                                      Passant au niveau du hameau de la Roche, puis par-dessus la roche de la Fougère, sur une couche triasique gypseuse faisant office de couche savon, avec un jurassique inf très épais, c’est le lobe NW de la nappe de Digne qui est ici abaissé par la faille du grand vallon qui longe de redent de Turriers. ++ flanc droit, SE : ph 12-13.                                                                                                                                                         Il est tout à fait différent. L’autochtone, jurassique sup surmonté en discordance par l’oligocène est bousculé, plissé, pris entre la faille de Vermeil et le chevauchement de la première écaille de Faucon (écaille du Sapet). Cet autochtone forme deux reliefs en anticlinaux (Defens et Chéramé) mis côte à côte par le jeu d’une faille. Le second passe par-dessus le premier en glissant sur les gypses triasiques qu’on voit bien dans le paysage (base de l’écaille du Sapet sectionnée par la remontée du second anticlinal). Remarque : l’oligocène, molasse rouge, reste de bassin flexural incorporé à la chaîne (voir page bassins flexuraux), est discordant sur les terres noires jurassiques. On peut voir qu’il transgresse en onlap, un relief jurassique plissé aujourd’hui. ph14-15. —–Faucon. L’écaille du Sapet est bien visible au niveau de Faucon – ph16. L’écaille de roche Cline lui fait suite mais le contact n’est pas visible sur ce flanc SE du grand vallon (on ne voit que l’oligocène).    . —–la descente vers Gigors nous dévoile une paroi ruisselante dans l’aalénien de la nappe de Digne recouverte de travertin – ph17-18. —–Gigors. –ph19-20.                                                                                                                                                                Au bout du redent de Turriers qui est autochtone et résistant à l’avancée de la nappe de Digne, côté NW, l’anticlinal couché qui domine le village de Gigors (la tête du pape), est poussé, tronçonné par le lobe NW de la nappe de Digne. Seule, sa charnière est encore un peu visible au- dessus du village. —–Mouisset. –ph19-21-22.                                                                                                                                                     Le jurassique de la nappe de digne chevauche les terres noires du redent autochtone de Turriers. La faille de chevauchement du lobe NW passe dans le ravin de Clapouse. Une montée diapirique de gypse le soulève dans la partie gauche de la photo. —–Turriers.  ph19-23-24. Situé au milieu du redent. La butte, devant le village, est constituée d’une série jurassique très peu épaisse, réduite, présentant des FN (normales) scellées par le bajocien.                                                            De haut en bas on voit du rhétien (dolomies jaunes et schistes noirs) puis l’hettangien et le sinémurien (jurassique moyen) très peu épais. Il y a donc lacune du jurassique inf.                                                            Par le jeu des FN, l’océan alpin s’agrandit de part et d’autre d’un relief (lacune et faible épaisseur), puis les FN sont scellées par le bajocien : l’océan alpin ne s’agrandit plus ici, dans ce secteur.             Toutefois on remarque forcément que les couches sont renversées, à l’envers. –ph25-26. La colline de la Garenne, de même constitution que la butte de Turriers est placée en avant par un décrochement dextre.                                                                                                                                                            Elles constituent le soubassement, la semelle des écailles de Faucon (ici, de l’écaille de roche Cline) et elles sont renversées par le jeu de la faille de Turriers et la poussée de la nappe de Digne, plus à l’Est, qui contourne le redent mais le bouscule quelque peu. —–Astoin.  ph27-28. Passé le col des sagnes, la descente vers Astoin qui fait partie du bassin versant du Sasse aux multiples sources, révèle l’existence d’un diapir triasique de gypse, dolomies, cargneules qui vient buter contre la nappe de digne. —–Les Tourniquets, Bayons, Forest-Lacour.  ph28 à 32. La route tortueuse passe ensuite par les Tourniquets, dalle de jurassique inf.                                                 On est sur le lobe de Valavoire poussé en avant par la nappe de Digne, dont les couches de jurassique inf  peu épais, sont soulevées et pentées vers le sud.                                                                                                   Au fond, l’Oratoire, un des sommets assez majestueux de la nappe de Digne et, sur la droite, l’extrémité NE de la klippe du Cerveau (gypse triasique) qui est poussée en avant depuis Astoin (NE) en passant par Bayons, jusqu’à Forest-Lacour (SW) sur le lobe de Valavoire. La klippe repose sur les terres noires jurassiques par une surface horizontale. —–Esparron la bâtie, Reynier. ++Reynier d’abord pour respecter la chronologie. ph carte33.  Les terrains vont des terres noires jurassiques aux marnes bleues de l’aptien-albien. Donc terrains jurassiques et crétacés. ph34- Après le pont sur le Sasse, la route serpente dans le berriasien qui présente de nombreux slumps. Puis la vallée s’ouvre en atteignant les terrains valanginiens marneux. Au fond, les Monges –ph35- On est sur son flanc anticlinal nord. Avant d’atteindre le village de Reynier, on voit les marnes bleues qui supportent en discordance la molasse rouge oligocène qui constitue le cœur du synclinal d’Esparron-ph36.                                                                                                       Mais on peut constater qu’au fond, les couches sont peu pentues sauf vers l’extrémité SE, vers le tithonien des Monges où elles se redressent fortement –en bleu, ph37, et vers l’autre extrémité où on peut reconnaître un synclinal : le synclinal du Patègue, d’axe E-W qui affecte l’oligocène et le crétacé –en jaune ph38. Malgré son allure de monoclinal, on a là, le synclinal de Reynier d’axe SW-NE –ph39.                                On voit cependant  -ph37- que le pendage des couches est NE, conséquence des plis post-oligocènes qui affectent le synclinal d’Esparron. ++Esparron la bâtie. C’est un synclinal perché d’axe NW-SE à cœur oligocène (molasse rouge) –ph33 et 39. Synclinal très dissymétrique car si son flanc SW est peu penté, son flanc  NE, renversé, est chevauché par la nappe de Digne, ce qui a provoqué la formation d’un repli anticlinal déversé vers l’Ouest. ph40-41. Le synclinal porte le rocher de l’Aigle, klippe d’un morceau de nappe (Ti,Ci) dans la molasse rouge oligocène. ph 42-43-44. Ce chevauchement vers le SW, post-oligocène, a eu pour conséquence le pendage vers le NE des couches qu’on voit dans le synclinal de Reynier-ph37. La montagne de St Amand est la continuation du synclinal d’Esparron en rive droite du Sasse. Seul le jurassique est conservé. Son cœur est tithonien. On voit très bien que le flanc NE du pli est, lui aussi, rebroussé par le chevauchement  de l’anticlinal de roche Chabrier à la même époque post-oligocène –ph45-46. Le parcours dans le lobe de Valavoire nous aura montré que c’est une grosse écaille poussée en avant par la nappe de Digne et présentant des plis anticlinaux, synclinaux, des klippes, des chevauchements de faible ampleur.

Le massif de l’Estérel

1.introduction : grandes étapes de l’histoire de l’Estérel.

Le massif des Maures-Tanneron appartient à la branche Est de la chaîne varisque (420-300MA), qui réunit la Laurussia et le Gondwana pour former un seul continent : la Pangée. ph1et 2.

La dernière étape de la formation de la chaîne varisque- l’effondrement gravitaire- se manifeste, au carbonifère, par une extension, une remontée de la racine (résultat de la subduction de lambeaux de la croûte continentale), une forte érosion, le jeu multiple de failles normales Nord-Sud, en décrochements senestres puis dextres, la formation, associé à ces failles, de bassins carbonifères limniques (bassin du Reyran, de Plan de la Tour), et la formation de plutons de granite et tonalite (anatexie de la croûte continentale).               Ainsi le bassin carbonifère du Reyran est limité par des FN décrochantes –ph 3carte

Il est rempli par des sédiments détritiques amenés par des cours d’eau ; des lagunes ou lacs occupent certaines parties de la vallée fluviatile et sont envahis par des algues qui vont donner un charbon d’algues (bogheads) exploité jusque dans les années 1950. La répétition des séquences détritiques grossières puis fines s’explique par le jeu de FN de toute taille qui approfondissent le bassin. ph4-5-6.

Au permien, la distension se poursuit. La pangée s’érode ; des bassins continentaux subsidents se forment de direction Est-Ouest, cette fois.                                                                C’est un rifting qui s’amorce. Le bassin situé entre Draguignan- Cannes  et les Maures-Fréjus, en fait partie. Il se remplit des produits issus de l’érosion des Maures et du Tanneron. -ph7discordance socle-permien.                                                                                              Un volcanisme alcalin se met en place et alterne avec la sédimentation continentale. Pendant tout le permien et le début du trias (période d’environ 60 MA), on compte une bonne vingtaine d’éruptions importantes. C’est dire que le volcanisme reste épisodique mais il aura provoqué une inversion de relief par la formation de dômes imposants, dans ce bassin continental. Ainsi, le mont Vinaigre est aujourd’hui plus haut que le massif des Maures. Ph8.

Cependant, le rifting avorte car l’ouverture de l’océan atlantique central qui commence à morceler la pangée, provoque la formation d’une dépendance : l’océan alpin (ou téthys ligure), un peu plus au nord que ce bassin qui constitue aujourd’hui le massif de l’Estérel. Ph9.                                                                                                                                                                  Pendant toute cette période de rifting, le volcanisme est bimodal : ph10 log simplifié.

——des basaltes, de la série alcaline, provenant de la fusion partielle de l’asthénosphère, remontée par la distension jusque sous le moho, s’épanchent pendant tout le permien et le trias inf. IIs forment  une dizaine de coulées, sills ou  cônes. Une analyse plus fine montre qu’il s’agit de produits différenciés par la cristallisation fractionnée, en hawaïte, mugéarite et même trachyte (batterie des Lions à St Raphaël-voir plus loin), terme ultime de la différenciation de cette lignée alcaline.

——des laves plus acides, c’est-à-dire plus  riches en verre, plus visqueuses : Il s’agit de rhyolites ignimbritiques-nuées ardentes. On en compte 7. A5 et A7 étant les plus importantes.                                                                                                                                                           Ces nuées sont émises, au permien inférieur,  le long des grandes FN Est-Ouest au Nord du bassin. C’est un volcanisme essentiellement fissural. ph3.

Puis, au permien supérieur et au trias inf, une bonne dizaine d’appareils volcaniques de type dôme ou protrusion émettent des rhyolites fluidales en fin d’éruption et créent un relief imposant. ph11-12.

Depuis une centaine de MA, la plaque africaine remonte vers le nord, convergeant ainsi vers la plaque européenne. Ce faisant, elle subducte sous la plaque européenne. Le magmatisme calco-alcalin est le marqueur de cette subduction.                                                  Les relevés sismiques montrent un amincissement de la croûte continentale affectée de failles normales. Les blocs basculés sont le siège d’une sédimentation synrift à l’oligocène (voir page Sausset-les-Pins). ph 13.                                                                                                                La carte de France du BRGM montre une marge passive et une croûte océanique entre Marseille et la Corse-Sardaigne. ph14.                                                                                                        Les sédiments burdigaliens scellent les failles normales et recouvrent toutes les structures : ce sont des sédiments post-rift. ph15.

Modélisation : bassin arrière-arc, lié à la subduction de la plaque africaine. Un mini océan va séparer la Provence de la Corse-Sardaigne. ph15. Enfin, le sens des cours d’eau  s’inverse ; ils coulent désormais vers ce mini océan (ex : Var, Reyran).                                      Dans l’Estérel, dès l’oligocène, le magmatisme calco-alcalin se manifeste par l’intrusion de laccolites (sills épais) au sein des sédiments détritiques permiens.                                                   6 laccolites sont recensés. La roche est microgrenue ; c’est une microdiorite quarztique appelée Estérellite ou encore porphyre bleu. ph16.

2. les photos qui suivent, prises au cours de plusieurs sorties vont apporter des précisions.

Pendant le rifting, des FN décalent plus ou moins les blocs les uns par rapport aux autres. De ce fait, ils ne reçoivent pas tous les même sédiments ni la même épaisseur de sédiments.

2.1. Cependant, globalement, pendant tout le permien et le trias inf, les sédiments sont :

———-soit purement détritiques, venant de l’érosion des Maures et du Tanneron.

Ex : ph17-18-19. Rocher de Roquebrune.

Le bassin est limité par des FN Est-Ouest, aussi bien au Sud qu’au Nord. L’érosion et l’approfondissement du bassin amènent des sédiments détritiques grossiers sur les pentes et fins au milieu du bassin où les pélites sont bioturbées par des organismes fouisseurs qui vivaient dans des galeries.

Ex : ph20-21. entre la plage d’Aiguebonne et la pointe de Pierre Blave, dans le trias inf, on peut voir des séquences détritiques avec granoclassement et répétition des séquences liées au jeu des FN et/ou à l’activité volcanique qui, bouchant une partie du rift, chasse les eaux vers une autre partie. Ces dépôts, restes de dunes hydrauliques (barres gréseuses), sont remaniés par des courants qui changent de direction ; les stratifications obliques visibles en bord de mer en témoignent.

———–soit volcano-sédimentaires.

Ex, ph 22 à 26.    D4 vers Bagnols en forêt- La Gardiette.

Parmi les sédiments de la base du permien (grès roses, pélites), on peut voir des tufs (projections de cendres et grès fins) verts : sédimentation lacustre, le fer a été réduit. Les projections ou dépôts aériens sont rouges (fer oxydé). La première nuée ardente à cendres et flammes (morceaux de ponces plus ou moins écrasés), A1, repose non loin de là. Rhyolite ignimbritique claire avec peu de cristaux (quartz, FK-sanidine, fplagio-albite. ph27-28- On y trouve aussi, à une centaine de mètres, le premier filon de basalte (dolérite B1) très altéré, à bulles remplies de calcite, à la prismation frustre.

Dans les pélites de la base du permien, on peut voir aussi des objets particuliers : des septarias. ph 29 à31. Route du Reyran, piste d’Auriasque.

Dans les marnes initiales, lacustres, il y a peu d’oxygène, la matière organique (MO) se décompose mal. Des bactéries anaérobies produisent de l’ammoniaque qui induit un déséquilibre local compensé par un apport de calcite ou de silice. Il y a donc, autour d’un débris de MO, une petite masse carbonatée ou silicifiée (nodule). Au cours de la diagénèse, les marnes deviennent pélites et les nodules vont se déshydrater ; des fentes vont apparaître ; les eaux vont circuler et des minéraux vont remplir plus ou moins ces cavités.

————des coulées s’épanchent en surface, puis atteignent la partie lacustre.

Ex : ph 32-33  dans le Reyran, près du cimetière, rive droite et rive gauche du Gargalon.  Coulée de basalte B3 datée de 240MA.

En rive droite du Gargalon, la coulée est aérienne. Des orgues dont les faces des prismes sont perpendiculaires au refroidissement sont encore bien reconnaissables.                         Les plans de fluidalité indiquent un écoulement vers la droite (sud). L’érosion en boules affecte le basalte -ph34-35.

Des bulles de gaz, abondantes au sommet de la coulée constituent un bon critère de polarité : la coulée est bien à l’endroit –ph36.                                                                                        Une analyse de la roche indique qu’il s’agit d’une mugéarite, c’est-à-dire d’un basalte mantellique qui a subi une cristallisation fractionnée dans une chambre magmatique avant de s’épancher en surface.                                                                                                                ph36-37. Les bulles sont remplies de calcite auréolée de chlorite ; on y trouve aussi de l’améthyste, des zéolites. La coulée a subi, après sa mise en place, un métamorphisme hydrothermal ; elle a fini sa course dans le lac post-ignimbritique remis en eau après son comblement par la nuée A7.

ph-38-39. D’ailleurs, en rive gauche du Gargalon, la coulée présente quelques pillows lavas qui montrent bien que la coulée s’est déversée dans un milieu aquatique peu profond.

2.2 Pendant la première moitié du permien, alors que le rift s’ouvre en commençant vers le nord -ph3, le volcanisme est surtout fissural et s’exprime par 7 éruptions de rhyolite ignimbritique =nuée ardente (A1 à A7). A7 étant datée de 270MA.

Ex : ph40.  A2, de couleur violette contient peu de phénocristaux. Très compacte, et très dure, elle a été utilisée pour confectionner le béton du barrage de Malpasset.

Ex : ph41-42. A5, rougeâtre, riche en phénocristaux (quartz, FKsanidine, fplagio albite). Volume émis : 25 km3.

Ex : ph43-44. A7, orangée riche en phénocristaux (quartz, fk rosé ,albite). volume émis 60km3. Ce qui est énorme ! dépôts de 300m d’épaisseur dans le Reyran et encore 70m d’épaisseur dans les gorges du Blavet presque 30 km plus loin –ph3.                                         Ces éruptions se sont faites en plusieurs étapes ; on en compte 5 pour la rhyolite ignimbritique A7.

Ces rhyolites ignimbritiques ne sont pas des coulées de lave mais des aérosols. Le magma est riche en gaz qui forment des bulles à leur sortie. Par décompression, les gaz font éclater les bulles dont la paroi durcit ; sans gaz, ne pouvant plus se déformer, elles cassent et vont constituer des échardes.                                                                                                                               Donc, ce n’est pas un liquide avec des gaz, mais des gaz chauds avec des fragments de bulles rigides, brisées : c’est un aérosol très fluide qui va tout recouvrir, remonter les pentes, combler le bassin en extension en même temps qu’il s’effondre-ph3 et 17.

ph 45-45a-46 photo de G.Crévola, géologue- En lame mince, on trouve parmi les phénocristaux des échardes de verre (fragments de bulles) étirées, aplaties ou avec encore une forme arrondie plus ou moins conservée.

Ce qui est surprenant, en regardant ces rhyolites ignimbritiques, c’est la quantité de cristaux : on a du mal à voir la structure microlitique. Les dépôts sont très épais, 300m par endroits ;  le refroidissement est donc très lent et a dû durer des dizaines d’années, voire des centaines. Vers 400°C, le verre s’est dévitrifié puis a formé des cristaux de même nature (quartz et feldspaths surtout), ce qui donne un aspect presque grenu à cette roche volcanique –ph42-44.

2.3. Après ces épisodes caractérisés par l’émission d’aérosols, l’histoire de l’Estérel se poursuit jusqu’à la fin du trias inf par la construction de volcans, strato-volcans explosifs donc, avec construction de dômes, protrusions, et même caldeira qui vont créer un relief dans ce bassin.

Ex : pont du Duc –ph47 à 51.  Dôme de rhyolite fluidale dont on voit les orgues le long de la RN7. Le dôme repose en partie sur le lac post-ignimbritique, ce qui a permis la formation de lithophyses (voir la page lithophyses).

Ex : Mont vinaigre –ph 52-53. Après la dernière éruption ignimbritique A7, le lac comblé est remis en eau par le jeu des FN. Ainsi, on voit des sédiments lacustres avec des stratifications obliques, au-dessus de A7 en montant au mont Vinaigre.

ph54-55. L’éruption du mont Vinaigre commence par un dégazage du magma qui monte le long des failles. Avec une force colossale, ils creusent et élargissent la cheminée, projetant tout autour des blocs : la brèche de débourrage visible sur le chemin, illustre cet épisode. Les gaz projettent ensuite des nuées de ponces.   ph-56-57. L’éruption se poursuit avec le dépôt de coulées ignimbritiques (tufs et cendres) contenant 50% de flammes : c’est la coulée A10 ou piperno, puis l’éruption s’arrête. Les flammes sont des petits paquets de magma dégazé, aplatis dans le sens de la fluidalité, des petits paquets de ponces vidées de leur gaz –ph46. La soudure à chaud de ces flammes avec l’encaissant cendreux est matérialisée par un liseré blanc qui les entoure.

ph-58-59. L’éruption reprend un peu plus tard (datée de 250 MA), avec une nouvelle brèche de débourrage, prismée, celle-ci ; elle a dû être réchauffée par le magma brulant. Puis le magma dégazé s’extrait difficilement ; très visqueux, il va former un dôme au sommet actuel du mont Vinaigre.  ph60. Le sentier qui serpente entre les brèches nous fait découvrir un filon de cette rhyolite fluidale A11 (cheminée d’alimentation), avant d’accéder au dôme lui-même ou plutôt ce qu’il en reste après érosion, juste après une faille qu’on franchit par des escaliers escarpés.

ph 61 à 63. La fluidalité se traduit par un litage qui découpe la roche en plaquettes ; chaque litage correspond à l’extrusion de lippées de lave qui frottent les unes contre les autres. Les contournements fréquents de cette fluidalité, cette turbulence bien visible, est due aux obstacles rencontrés. ph64. La coupe du volcan résume nos observations de terrain.

-ph 65. Cette rhyolite fluidale (autrefois appelée pyroméride) contient très peu de phénocristaux ; elle a un aspect rubané dû à la présence de sphérolites qu’il faut voir au microscope.

-ph66 lame mince de G.Crévola, géologue. La roche ayant perdu beaucoup de gaz donc beaucoup d’eau (gaz principal), le magma plus sec, très visqueux, se déchire en s’extrayant et frottant contre les litages voisins. Les déchirures se comblent tout de suite par des microcristaux (sphérolites) au fur et à mesure de l’extrusion de la lave. Les mini cristaux (quartz et feldspaths) sont donc empilés, alignés selon la fluidalité.

Ex : Maure-Vieille

ph 67- L’histoire du Maure-Vieille commence par une série d’explosions avec déferlantes basales typiques d’un volcanisme phréatomagmatique avec formation d’un maar (voir page volcans du Velay).

ph68 à72. Le creusement d’une gorge abrupte et profonde de 70 à 100m par le ruisseau de Maure-Vieille et l’exploitation ancienne d’une carrière nous fait entrer au sein du croissant pyroclastique, au cœur des dépôts de déferlantes basales. Ces dépôts sont  constitués de lits décimétriques à métriques  à faible pente, formant des dunes, quelques antidunes plus difficiles à voir, des stratifications obliques, des figures de charge, des niveaux de brèches et des niveaux plus fins de tufs.

ph73. Ces dépôts correspondent, surtout vers le bas, à la pulvérisation du substratum du volcan (fragments de roches métamorphiques du Tanneron, de roches permiennes, de laves diverses). Ils s’enrichissent vers le haut en fragments de ponces (magma juvénile), car le passage de la  lave commence à être libéré.

L’étape suivante fut l’extrusion de la lave A11, rhyolite fluidale qui construisit un dôme. Mais la chambre a dû se vider trop rapidement et le toit rigide de cette chambre s’effondra subitement formant une caldeira aux parois abruptes (bordée par une faille). Une photo aérienne 74 nous fait découvrir la caldeira dans son ensemble.

ph75 à 77. L’éruption continua encore avec l’émission d’un filon de trachyte a13 et des lahars (fleuves de boue et de débris) vinrent sédimenter au milieu de cette dépression nouvelle.

2.4. Les dernières éruptions, peu avant que le rift ne cesse de fonctionner, sont visibles à la batterie des Lions et à la plage d’Aiguebonne.

Ex : ph78- batterie des Lions.

ph79-80. Dans un paysage superbe, un empilement de prismes, d’orgues avec faces bien visibles et plans de fluidalité dirigés vers le haut indiquent qu’on se trouve juste au-dessus de la cheminée du volcan qui a formé un dôme dont il ne reste que la partie basale- ph81.

ph82-83. Si près du point de sortie, les orgues ont subi une altération hydrothermale par de nombreuses fumerolles qui ont oxydé les minéraux contenant du fer (augites) comme on peut le constater en regardant les prismes par leur face.

ph84- La roche est un trachyte, terme ultime de la cristallisation fractionnée d’un magma basaltique mantellique. Mais, bien qu’il n’y ait pas de cristaux de quartz, il y a de la silice dans la pâte. Cet apport de silice vient de la croûte continentale qui, réchauffée par le magma, a un peu fondu et s’est mélangé à lui. On appelle donc cette roche trachyte quartzifère.

Ex : plage d’Aiguebonne.

ph85 à 89. En bord de mer, le flanc sud d’un volcan strombolien. D’un cône constitué de projections de diverses tailles : des bombes, des scories, des lapillis et même des cristaux de labrador et d’andésine.                                                                                                                                  La lave est une hawaïte qui montre que le magma mantellique basaltique a subi, ici, un début de cristallisation fractionnée.

2.5. L’histoire de l’Estérel est terminée. Une longue période d’érosion commence et va détruire une bonne partie des reliefs érigés sur le bassin. Cependant, au tertiaire, suite à la subduction de la plaque africaine, le rifting précédant la formation du bassin arrière-arc et la dérive du bloc corso-Sarde, va impacter le massif de l’Estérel en introduisant, au sein des roches permotriasiques, un magma calco-alcalin sous la forme de laccolites (sills épais), éléments de chevelu filonien venant d’un pluton situé quelque-part en profondeur. Ce magma va cristalliser sous la forme d’une roche microgrenue appelée Estérellite.

ph90. Nous avons vu à la pointe de Pierre Blave, deux sills d’estérellite qui s’insinuent entre les sédiments permiens et l’un recoupe l’autre. Les contacts sont bien conservés et matérialisés par une bordure figée d’ un ou deux centimètres d’épaisseur. –ph91 à 95.

La roche est une microdiorite quartzique qui renferme : des plagioclases zonés (cœur calcique avec l’andésine et bordure sodique avec l’albite) –ph96, des pyroxènes (augite), des amphiboles, de la biotite, un peu de magnétite, apatite et zircon. Il y a plusieurs faciès ; certains sont plus riches en amphiboles, d’autres en plagioclases zonés. La roche contient également de nombreuses enclaves de l’encaissant : granite, autres estérellites, roches permiennes, hornblendites –ph97-98. De plus, cette roche, bien que très dure, est affectée de taffonis qui montrent l’efficacité de l’érosion éolienne –ph99.

Nos sorties dans le massif de l’Estérel nous auront fait découvrir une grande variété de roches dans des paysages qu’on ne se lasse pas d’admirer.

 

Richesses géologiques de Provence: la montagne de Lure.

Texte de ma conférence.                                                                                                                          Plan : Après avoir situé la montagne de Lure (au sens large), je retrace son histoire géologique à partir des roches qui affleurent. J’évoque ensuite un aspect de sa morphologie qui la rend unique : son relief karstique.je termine enfin par son évolution actuelle.

La montagne de Lure culmine à 1748m -ph1. Elle appartient au bloc Provence qui est limité à l’Ouest par la faille de Nîmes, au Nord par la crête Ventoux-Lure et à l’Est par la FMD. Ce bloc tourne dans le sens des aiguilles d’une montre provoquant de nombreux et puissants séismes : FNîmes-Courthezon 1769 magnitude 6 à 6,9 ;  FMD 1909 Lambesc- 2012 Volx –ph1a-2-3.

Histoire :

Au début du  trias, il y a 250Ma, la région était immergée avec 2 grandes fosses de 11km de prof près de Salon et près d’Orange, 5000m sous Lure, alors qu’à l’Est de la FMD la profondeur était bien moindre (1000 à 2000m) –ph4-5.

Il faudra toute l’ère secondaire et une bonne partie du tertiaire pour remplir cet espace.  Les roches les plus anciennes qui affleurent datent du crétacé moyen (barrémien_130MA). A cette époque une grande PFC borde la fosse vocontienne, dépendance de l’océan alpin (jura, ardèche, ventoux-lure, plateaux de vaucluse) –ph6-7.  La mer est chaude, peu profonde. Les fossiles : coraux et rudistes vivent dans le même milieu. Les rudistes vont disparaître vers la fin du crétacé, les coraux sont très menacés aujourd’hui –ph8. Les paysages devaient ressembler aux Bahamas avec des eaux laiteuses riches en plancton dont les squelettes calcaires forment les roches si blanches de Lure et du Ventoux –ph9-10.

Les terrains suivants- aptien 125MA-bédouliens- sont surtout représentés par des roches calcaires compactes qui forment de belles falaises, comme la falaise de la Madeleine à Lioux, par exemple, haute de 80 m et longue de 7km, elle borde le ½ fossé de Lioux à remplissage  tertiaire. Elle est activement exploitée par Perasso entre Mallefougasse et Chateauneuf Val St Donat –ph11-12—12a.

A l’albien et au cénomanien- 110 à 94MA, les dépôts sont sablo-argileux puis calcaréo-gréseux. Ils constituaient des dunes sous-marines sur le plateau continental ; donc milieu un peu plus profond.

Cette zone est aujourd’hui le pays des ocres entre Apt, Rustrel et Viens. On est sur le bombement Provençal constitué, à l’albo-cénomanien, d’un chapelet de terres émergées –ph13.                                                                                                                                                                           Les ocres se sont formées en 3 phases : -ph14collet de Flaqueirol.

1-     Transport par le vent des sables siliceux venant du massif central et dépôt dans la mer alpine sur le plateau continental à une profondeur maximale de 200m . les voiles bactériens transformèrent alors les éléments biodétritiques  calcaires – test de foraminifères, fèces, restes de cadavres…) en argile néoformée-la glauconie, de couleur verte.

2-    émersion du bombement Provençal sous climat tropical avec forêt importante et sols très épais.

3-    Altération de ces sols.

Voici les grès verts glauconieux : on reconnait des grains de quartz, de glauconie, du mica et le ciment calcitique –ph15

Premier stade d’altération : les ciments calcaires et les organismes calcaires des  grès sont dissous puis, alignement de grains ferrugineux qui donnent une  couronne marron à la périphérie des grains de glauconie –ph16.

Deuxième stade : un plasma beige à marron argilo-ferrugineux a envahi les ciments qui disparaissent ; les plages noires (de fer) s’insèrent dans la  glauconie par des « golfes de corrosion » –ph17-18.

glauconie     +     eau   ——————-goethite   +   kaolinite   +    solubles

et, en fait,   kaolinite  +  goethite  constituent les  ocres dont la couleur varie avec le pourcentage de goethite par rapport à la kaolinite.                                                                           Plus  bas, la goethite est elle aussi solubilisée, il ne reste que la silice des grains de quartz.

Le fer transporté peut cristalliser plus bas et donner des grès ferrugineux.

Au dessus, il y a une dynamique pédologique : la cuirasse ferrugineuse  contient 50% de quartz et 50% de fer. Les quartz sont désilicifiés et remplacés par la goethite in situ.

Le fossé de Quinson-Montmeyan (04-83).

Le village de Quinson, situé sur le cours du Verdon, se trouve au centre d’un fossé étroit (2km maximum), long d’une douzaine de km jusqu’à Montmeyan. ph1.

Ce fossé, limité par des falaises hautes de 150m environ (failles), est un graben.                    Un barrage implanté en amont de la faille orientale, pour compléter l’équipement hydraulique  du Verdon, bâti de 1972 à 1974, a une hauteur de 44m et une longueur de 122m, avec une culée en rive gauche (pour la renforcer). C’est une voûte épaisse (8m à la base, 3m en crête). Il retient 19 millions de m3 d’eau et produit 100Gwh/an d’électricité.   ph2-3-4.

La grotte de Baume Bonne, qui a donné de riches collections paléontologiques exposées dans le musée de préhistoire de Quinson, se trouve juste au-dessus du plan d’eau, en rive droite du Verdon. ph5-6.

L’industrie lithique traduit une évolution progressive depuis le paléolithique inférieur jusqu’au paléolithique moyen, soit une histoire longue de 300 000 ans environ : c’est le plus ancien site occupé en Provence.   ph7.                                                                                              Comme pour les autres fossés nord varois, le soubassement est jurassique supérieur, roche formée dans une mer ouverte au nord. Emergé à partir du milieu du crétacé (bombement provençal), il présente une lacune du crétacé supérieur. On trouve de la bauxite, témoin de cette émersion, un peu plus au sud. Son remplissage tertiaire est continental. Après le dépôt des sables bleutés, le bassin s’effondre, protégeant ainsi de l’érosion les dépôts du       cœur synclinal (sables bleutés). Au-dessus, tout est enlevé par érosion.   ph8-9.

Il n’y avait probablement qu’un seul bassin englobant les fossés varois. Ce bassin unique, constituant ainsi le bassin flexural le plus à l’Ouest avec celui de Montmaur (05).   ph10.

Au mio-pliocène, le bassin flexural actuel (bassin de Valensole) se comble de sédiments. Une partie repose encore sur le jurassique supérieur (côté Est) en une belle discordance.

Une partie de ce bassin de Valensole est, à son tour, incorporée à la chaîne alpine comme on peut le voir à Trévans.  ph11-12.

Au quaternaire, l’enfoncement du Verdon, suite à la crise messinienne, crée les gorges qui font la beauté unique de cette partie de la Provence.

4 arrêts sont nécessaires pour appréhender la structure du fossé.   ph13.

———-arrêt1 : Quinson, faille Est.

On a une vue sur toute la largeur du fossé avec le village de Quinson et la faille Ouest où les calcaires du jurassique supérieur chevauchent un peu la bordure ouest du fossé. Fossé rempli par les sables bleutés, peu visibles avec la végétation et les cultures.   ph14-15-16.

Ici, on se trouve au bord de la faille Est qui est une faille normale (FN). Quelques failles secondaires soulèvent des panneaux de Js comme on peut le voir en bord de route.  ph17.

Ce jurassique supérieur est un calcaire massif, de plateforme carbonatée (bombement provençal) ; de nombreux fossiles sont visibles dont des débris de rudistes, des nérinées. Il présente quelques surfaces structurales avec des bioturbations, mais aussi des joints stylolithiques (joints pression-dissolution formés au moment de la diagénèse).  ph18 à 23.

———arrêt 2 : Quinson, faille Ouest.

La faille normale qui a abaissé, de ce côté, le centre du fossé a rejoué en petit chevauchement et poussé en avant, vers l’Est, une écaille de Js.  ph24-25-26.

Cette écaille a comprimé le crétacé inférieur qui présente de petits crochons au contact du Js.                                                                                                                                                                                   Le front de l’écaille, en rive droite du Verdon, est déformé, plissé ; un pli synforme , au niveau du parking, est bien visible et son flanc ouest est verticalisé. Le restaurant-pizzéria, en bord de route, est construit juste sur le chevauchement de l’écaille  sur le crétacé inférieur.   ph27-28-29.

La vue sur le Verdon, à la sortie du barrage de Quinson est splendide et, du pont, on peut voir l’entrée des basses gorges qui aboutissent au lac d’Esparron et au barrage de Gréoux-les-Bains.  ph30-31.

———–arrêt3 : Montmeyan.

+++En venant de La Verdière par la D30 et dans la descente qui conduit à Montmeyan,  on circule sur le jurassique supérieur massif. Les couches sommitales sont moins épaisses, et disposées en bancs réguliers séparés par des bancs marneux peu épais.  ph32-33.

Un virage prononcé révèle la faille Ouest du fossé de Quinson-Montmeyan qui met en contact, ici, le jurassique supérieur et le crétacé supérieur abaissé, formant une petite écaille poussée en avant sur les sables bleutés, coeur du fossé synclinal. ph34 à 36.

Des stries obliques montrent que cette faille a rejoué en décrochement. ph37.

+++A l’entrée de Montmeyan, on peut avoir une idée plus précise de ce crétacé supérieur-paléocène dont une partie est appelée grès à reptiles car on y a trouvé des fragments de coquilles de dinosaures.  ph38.

On y voit des grès renfermant des micas blancs, des microconglomérats à éléments provenant du massif des Maures, des marno-calcaires présentant des stratifications obliques : c’est une formation continentale fluviatile.   ph 39 à 42.

 

+++Le village de Montmeyan est, quant à lui, bâti sur une bande allongée de jurassique supérieur en plein  milieu du fossé tertiaire. C’est une klippe qui provient du bord ouest du fossé, preuve, s’il en est, du chevauchement de cette bordure

ouest sur le fossé. ph43-44-45.

————–arrêt 4. coeur du fossé  vers St Maime à Quinson. ph46 à 52.

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A Quinson, en prenant le chemin de St Maime (ruine), on peut voir une surface structurale à bioturbations dans les calcaires du crétacé inférieur.

Après avoir traversé le Beau Rivé, petit affluent du Verdon, on monte dans les marnes rouges éocènes à œufs d’oiseaux. On atteint vite une petite barre calcaire présentant des moules externes mal conservés de bithynies, gastéropodes d’eau douce à saumâtre. Au-dessus, la végétation dense et les cultures ne permettent de voir les sables bleutés que dans le bas talus du chemin. Des stratifications obliques sont bien visibles. Le faciès est le même que dans le fossé de Bauduen, les minéraux aussi : quartz abondant, mica blanc, grenat, staurotide, tourmaline. Minéraux provenant du massif des Maures, amenés par des cours d’eau allant vers la mer située au nord à cette époque.

Quelle époque ? L’âge est discuté depuis 50 ans. Pour les uns il serait éocène et pour d’autres qui y ont trouvé des potamides, il serait oligocène. Le fossé synclinal se forme juste après le dépôt des sables bleutés.

On ne voit pas de phase alpine comme à Bauduen, mais il y a un petit chevauchement de la faille ouest qui était une faille normale à l’origine. Ce chevauchement pourrait dater de la phase extensive liguro-piémontaise, c’est-à-dire pendant le rifting oligocène qui a précédé la dérive du bloc corso-sarde.

Le jeu d’un bloc du socle, peu profond, aurait pu réactiver le diapir de Barjols ; la couverture se serait un peu déplacée chevauchant  ainsi la partie ouest du fossé de Quinson. ph8 et 53.

 

Le fossé de Bauduen (83).

Le fossé de Bauduen est le fossé varois situé le plus à l’Est. ph1

Fossé en forme de gouttière, long de 13 km pour une largeur de 1,25 km.  ph2

On ne voit pas, comme dans les autres fossés, s’il est limité par des FN (failles normales).    Il s’effile vers le Sud et disparaît un peu avant la petite commune de Vérignon.

Le soubassement de ce fossé est jurassique au Sud et jurassique avec un peu de crétacé inférieur au nord (Ouest de Bauduen). Roches qui se sont formées dans une mer ouverte vers le Nord. Emergé à partir du milieu du crétacé (bombement provençal), il présente donc une lacune du crétacé supérieur (on trouve un peu plus au Sud de la bauxite, témoin de cette émersion).                                                                                                                                             Son remplissage tertiaire est continental. Puis, le bassin, après le dépôt des sables bleutés, s’effondre (mais on ne voit pas de FN) ou s’affaisse, formant une gouttière synclinale (les FN ne sont pas obligatoires)  qui va protéger le remplissage  tertiaire.                                        Au-dessus, tout est enlevé par érosion. Il n’y avait probablement qu’un seul bassin englobant les fossés varois. Ce bassin unique, constituant ainsi le bassin flexural le plus à l’Ouest avec celui de Montmaur (05).  ph3.

Il n’y a pas de dépôts miocènes  ici hormis un peu de miocène continental du côté d’Aiguines. La région est hors d’eau et subit une karstification intense.

Fin miocène, chevauchement des Alpes sur le flanc Est du bassin de Bauduen. (le bassin flexural est incorporé à la chaîne alpine).

Au mio-pliocène, le bassin flexural actuel (bassin de Valensole) se comble de sédiments. Il empiète un peu sur le bassin de Bauduen en une belle discordance.  ph4

Une partie de ce bassin de Valensole est, à son tour, incorporée à la chaîne alpine comme on peut le voir à Trévans.  ph5

Au quaternaire, il n’y a que quelques terrasses alluviales et le ravinement dû à l’enfoncement du Verdon suite à la crise messinienne (surcreusement des gorges).

Les arrêts : ils permettent d’étayer ce qui est dit en introduction.   Ph5a

1——- pont de Ste Croix :

Le barrage  construit de 1970 à 1974 est un barrage voûte qui contient 767 millions de m3 d’eau et produit 142Gwh/an. Son lac de 11km de long a noyé le tout petit village de Fontaine l’évêque  et celui de  Les Salles sur verdon qui a été reconstruit au-dessus du niveau du plan d’eau. ph6

La résurgence de Fontaine l’évêque a été aussi noyée. Elle a un débit de  2 à 6 m3/s  et de 13 m3/s en crue.  ph7 Son eau vient des  pertes du Verdon, de  l’Artuby et du  Jabron  ainsi que du karst du plateau de Canjuers.

2—– jurassique supérieur :

Calcaires massifs blancs 3 à 500m d’épaisseur. Cassure blanche.  Faciès de plateforme carbonatée  à polypiers, oursins, algues….ils sont surmontés par des strates moins épaisses. Le tout pend vers l’Est.  ph 8-9.

3——-valensole1 : mio-pliocène.  Bassin flexural actuel en voie d’incorporation à la chaîne alpine à Trevans, par exemple.

Ici, non plissé et en discordance sur une surface d’érosion affectant le jurassique supérieur et le crétacé inférieur. ph 10. On y voit surtout des  marnes ocres, jaunes, rouges en couches métriques et des poudingues (chenaux).  ph 11

4——– crétacé inférieur : marno-calcaires jaunâtres (valanginien et hauterivien non séparés). Riches en fossiles.  ils ont le même pendage que le jurassique supérieur. ph12-13.

La vue sur Bauduen est exceptionnelle :

—– On y voit le chevauchement de roche Tramas et roche Téolière sur le bassin de Bauduen : ph14.

Un éboulis de pente cache le contact, mais on voit bien le jurassique qui repose sur les sables bleutés tertiaires, et ce, sur tout le flanc Est du bassin de Bauduen.

Les sables bleutés étant le cœur du synclinal, tout le flanc Est se trouve chevauché par le jurassique. Chevauchement alpin qui date de fin miocène (il y a des dépôts continentaux miocène vers Aiguines- voir dernier arrêt).                                                                                                  Le poudingue de Valensole n’est pas affecté. Le chevauchement est donc antérieur.               Il est synchrone des chevauchements des arcs de Castellane et de Digne.

——On y voit également la klippe de la chapelle Notre Dame.  ph15.

Le jurassique supérieur repose par une surface horizontale sur les sables bleutés.                   Il est déconnecté des autres terrains jurassiques.                                                                                     Il se trouve 1 km avant roche Tramas, donc chevauchement sur le bassin d’1 km,  mais le chevauchement total est plus important, il faut rajouter l’amplitude du chevauchement de roche Tramas dont l’ampleur est inconnue (il recouvre au minimum le flanc Est du synclinal de Bauduen).

5———klippe.  ph16-17-18.

Une petite incursion sur la klippe nous permet de voir, près du niveau de l’eau, des ravines qui entament les sables bleutés. Ils se poursuivent sous les eaux du barrage.                           Ils sont riches en quartz, des paillettes de mica blanc brillent.                                                       Au-dessus, des éboulis du jurassique supérieur qui constitue la klippe. (propriétés, campings, végétation abondante interdisent l’accès au jurassique en place).

6——– près de St Barthélémy.

Les couches du crétacé inférieur ont un pendage prononcé vers l’ENE.                                       De nombreux fossiles sont dégagés par l’érosion et jonchent le sol.  ph19-20.                        Au-dessus, les marnes et calcaires rougeâtres, continentaux, (ils renferment des fragments de coquilles d’oiseaux) de la base de l’éocène. Le crétacé supérieur est absent, suite à l’émersion du bombement provençal.  ph21.                                                                                        Puis une fine couche de marnes blanchâtres –ph22- et les calcaires fétides à bithynies bien peu visibles, ici –ph23. Les sables bleutés leur font suite mais on les voit mieux au prochain arrêt.

7———sables bleutés.  ph24-25-26.

Ils affleurent rarement, mais on peut en voir un peu avant d’arriver à Bauduen, avec des argiles et des grès.ils sont micacés, riches en quartz, et à la loupe, on peut voir des minéraux tels que : grenat, staurotide, tourmaline .ils proviennent des Maures, au Sud, amenés par des cours d’eau. La mer était au nord (la Méditerranée n’existait   pas encore).

L’âge est discuté depuis 50 ans. Pour les uns il serait éocène et pour d’autres qui y ont trouvé des potamides, il serait oligocène. Le fossé synclinal se forme juste après le dépôt des sables bleutés.

8———vers le sud st André, puis Darré vers Vérignon.  ph27-28.

Le bassin se resserre, devient très étroit et disparaît.                                                                             Le jurassique chevauche presque totalement les sables bleutés.                                       Pendage vers l’Est du flanc Ouest et flanc Est chevauché, ce qui lui donne un air de monoclinal.

9———– un crochet vers le pont d’Aiguines, au bout du lac de Ste Croix,  permet de voir le miocène moyen à faciès continental. La mer est plus à l’Ouest –ph29- le faciès, ici, est fluviatile et/ou lacustre, les fossiles l’indiquent sans conteste -ph30.

Les couches du miocène moyen pendent vers l’Ouest –ph31.                                                           Le chevauchement alpin est postérieur à ces dépôts. Il date de la fin du miocène.              Des épandages quaternaires reposent en discordance sur ce miocène moyen –ph32.

Le bassin de Valensole (bassin flexural actuel) s’est étendu tout autour de Bauduen et sur la rive gauche du lac de Ste Croix. Il y a laissé des sédiments un peu partout et en discordance,

Au quaternaire, les petits cours d’eau ont creusé dans le fossé de Bauduen leur vallée, suite à l’enfoncement du Verdon, provoqué par la crise messinienne puis les glaciations, ce qui lui donne sa configuration actuelle.

Complément à l’arrêt 6- près de St Barthélémy. –ph 32a à 32f.

Entre les marnes éocènes et les calcaires à bithynies, on peut voir quelques strates de calcaire blanc (sous la pellicule d’altération). C’est un calcaire carié par des microcodiums (voir page microcodium).

Les parties saines et les parties cariées sont bien visibles et les structures des microcodiums sont reconnaissables à la loupe.