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.

 

 

                              Aux confins de Lure-

généralités.

 —–Contexte paléogéographique.

Lure appartient au bloc Provence, limité à l’ouest par la faille de Nîmes, à l’est par la faille de la moyenne Durance, et au nord par le chevauchement Ventoux-Lure.-ph1.                       Les terrains sont essentiellement Barrémiens et Bédouliens à faciès urgonien, typiques d’une plateforme carbonatée (PFC), et au nord au–delà d’une ligne Sault-Simiane, le Bédoulien est constitué de calcarénites, calcaires marneux, calcaires à silex.-ph2. Cette partie nord du bloc du bloc Provence correspond au talus qui reliait la PFC au bassin Vocontien au nord (Baronnies actuelles).-ph3.

——- Le relief tabulaire de Lure est très karstifié, parcouru par d’anciens petits cours d’eau aujourd’hui à sec qui l’ont entaillé en gorges profondes. les rares rivières sont partiellement absorbées : le Calavon dans le canyon d’Oppedette, la Nesque après Monieux, dans sa gorge. La Fontaine de Vaucluse est le seul exutoire de cette grande zone karstique de 1200 km². Le karst est couvert ; une couverture épaisse recouvre la roche calcaire (sol, éboulis cryoclastique), le long des failles -ph4) ; entre les deux, une zone de corrosion avec dissolution intense, humidité permanente. ex : Faille de Monieux -ph5.

——-carte au 1/250000.ph2.

Le bloc Provence présente dans sa partie nord et de l’ouest vers l’est, 3 zones :

1-les monts de Vaucluse ; les failles nombreuses donnent des fossés NE-SW (Lioux, Murs, Sénanque), remplis de tertiaire.

2-le plateau de St Christol constitué de calcaire à faciès urgonien très karstifié.

3-le champ de fractures de Banon (qui nous intéresse dans cette sortie), dans les calcaires bédouliens typiques de talus continental, très karstifiés. Les failles normales très nombreuses sont à l’origine de grabens étroits remplis de gargasien (marnes noires à ammonites- surtout à Chateauneuf Val St Donat), et Carniol, et de grès et sables verts glauconieux, turbiditiques albiens. Ces fossés sont orientés N à N20 et sont recoupés par des failles N160.

++Remarque 1 :  les failles nombreuses de direction N à N20, N-S à N160, N40 à N45 ne traversent pas le synclinal d’Apt au sud et les Baronnies au nord. Elles n’affectent que les calcaires barrémiens et bédouliens de Ventoux-Lure.ph2. Les fossés étroits délimités par ces failles normales, remplis de sables et grès albiens sont le plus souvent cultivés en lavandes.- ph6.

++Remarque 2 : au sud du fossé de Sault, mais aussi au sud de Banon (traits en rouge sur ph2), on peut noter la présence de failles de Riedel qui indiquent un mouvement décrochant vers le SW (FN20 par rapport aux failles N40). -ph2 et 7a,7b. Les failles N160 recoupent les failles N20 ; elles sont postérieures, dextres, elles réajustent les blocs après leur mouvement vers le SW.-ph8.

——-comment expliquer la présence et l’abondance de ces failles ? 

Les géologues pensent que les failles seraient une modalité superficielle des phénomènes de plissement, car les calcaires à faciès urgonien, très épais, n’ont pas pu se plisser comme le crétacé inférieur, au-dessous, qui forme de belles disharmonies sous des couches bien plus épaisses ; ex ph9 dans la vallée de la Méouge (Baronnies).                                                       Un réseau de fractures a été sa façon de se plisser. Quand ?  probablement lors de la phase bartonienne, il y a 40MA qui a donné les chevauchements provençaux (Bandol, Ste Baume, Etoile, Nerthe, Vinon, Ste Victoire) et des plissements plus au nord (Alpilles, Luberon, Ventoux-Lure) avec, certainement une reprise lors des phases alpines du miocène (chevauchement Ventoux-Lure sur les Baronnies).                                                              Cependant, la formation du bombement durancien a fait commencer la fracturation dès l’albien car les chenaux de turbidites ont emprunté des failles pour descendre jusque dans le bassin Vocontien, en particulier dans la zone de l’Hospitalet-Saumane où les failles ont un très grand rejet vertical.

Les différents arrêts vont apporter des précisions.

Arrêt1 :  rocher d’Ongles. ph10.

FN N45.    n5_ calcaires fins du bédoulien. Miroir de faille en partie préservé.ph11.

n6-b7- grès verts   albien, clansayesien. = albien sup.

et dans la plaine, cône de déjection venant des pentes de Lure.

cavités karstiques nombreuses.ph12.

Albien abaissé par rapport au bédoulien. On est dans le champ de fractures de Banon.

Arrêt 2 : Ongles.ph 13 à 16.

Dans l’albien, grès verts,  présences de boules dans des chenaux épais de plus d’un mètre.

On a vu ces boules à Rosans (venant du massif central (marge passive ardéchoise) et dans le Jabron, venant de Lure.

Certaines présentent une altération en boules ( desquamation concentrique).

Ces boules ont une origine diagénétique. Elles ont en leur centre un nucleus qui peut être un ou plusieurs galets mous carbonatés, arrachés à la pente du talus par la turbidite. Une cimentation carbonatée centrifuge va être plus poussée autour des galets mous que dans l’ensemble du sédiment sableux que constitue la turbidite. La cimentation cesse lorsque le stock de carbonates en solution apporté par  l’eau de mer circulante au sein de la masse sableuse est épuisé.                                                                                                                                            Ces chenaux descendaient depuis la plateforme continentale, vers la fosse vocontienne, dans l’actuelle vallée du Jabron. On va voir un peu plus loin, le chemin emprunté par ces chenaux.

Arrêt 3 :  vers St Etienne les orgues.

Présence d’autres boules de grès dans l’albien, donc autre chenal qui se dirigeait vers la fosse vocontienne (certaines boules ont été accumulées  près d’un arbre pour ne pas encombrer les champs).ph17-18.                                                                                                         Contact faillé entre les calcaires bédouliens et les grès verts albiens. FN  N45 le long de la route. Dans le grand virage une autre FN  N160, dextre, postérieure à la FN N40. On est encore dans le champ de fractures de Banon.ph19 à 22.

Arrêt 4 : après Lardiers, grand virage.

Lardiers est située dans le fossé albien recouvert par un cône de déjection quaternaire venant des sommets de Lure.                                                                                                                          Un peu plus loin, 2 FN presque N-S dans les calcaires bédouliens,  limitent un étroit fossé albien.ph6-23-24.

Une avant le virage N20, l’autre juste après. Brèche de friction, pas d’escaliers de calcite._ph25.                                                                                                                                                          Puis la route D12 serpente dans les calcaires bédouliens  et revient dans le petit fossé, étroit, de grès albiens qu’elle longe depuis le col de Buire jusqu’à l’Hospitalet où le calcaire réapparaît, mais recouvert par les cailloutis quaternaires (Fy).ph26.

Arrêt 5 : entre l’Hospitalet et Saumane. Parking grand virage.ph27 à 31.

Le grand virage traverse l’étroit fossé albien limité par des FN N20.puis la route revient sur les calcaires bédouliens avant de repasser dans le fossé albien de Saumane.                     Entre Lardiers et Saumane, on a traversé 3 étroits fossés albiens limités par des failles normales. Le fossé de Saumane est recouvert par des cailloutis quaternaires, sauf sur les bords.

Arrêt 6 : vers Girons, Anglars, retour par l’Hospitalet. Lavoir, table parking.

Fossé étroit dans les calcaires bédouliens. FN NW-SE (N140) au niveau des
Girons et FN N20 au niveau des Anglars, dans le fossé albien, recouvert de cailloutis quaternaires.ph32-33.

Puis sur la route, une FN verticalisée, N20, présentant des stries verticales, des arrachements et des cannelures, indiquant le sens du jeu de la faille (vertical).ph34 à 37.

Brèche de friction, quelques rares enduits de calcite car l’eau s’infiltre vite et il n’y a pas de place pour la croissance des cristaux de calcite, aucun espace entre les lèvres de la faille. Le rejet de cette faille est très important, Elle affecte tout le crétacé, alors que les autres ont un rejet plutôt faible (quelques dizaines de mètres).ph38.

Arrêt 7 :  la Rochegiron.  Parking du Jonquet, puis Vière.

Cône de déjection quaternaire qui envahit le fossé albien (partie nord du fossé de Banon).ph39.                                                                                                                                                               2 FN N160 limitent le fossé albien au niveau du Jonquet.ph40-41.

Le petit hameau de Vière est juché sur un promontoire dans les calcaires bédouliens entaillés en gorge par un ancien petit cours d’eau aujourd’hui à sec.ph42.

 

Arrêt 8 : Banon.

Banon se trouve au bord du même fossé que Saumane et la Rochegiron, au débouché d’une petite gorge taillée dans le bédoulien. Le fossé albien est recouvert par des alluvions venant de cette gorge et de celles provenant, plus en amont, de la Rochegiron.ph43-44.

 

Arrêt 9 : Carniol  et Valsaintes. (camping et roseraie de l’abbaye= boulinettes).

Dans le fossé albien, dans un chenal gréseux, turbiditique, des boules de grès.ph45 à 49.

On peut reconstituer le tracé des chenaux turbiditiques qui descendaient du plateau continental, à l’albien, depuis Valsaintes, Carniol, et rejoignaient le bassin Vocontien.ph50-51. L’essentiel des chenaux passait au niveau des failles entre l’Hospitalet et Saumane – les Anglars FN N20.ph52-53.

 

complément photo:

ph54. effervescence dans une boule de grès à glauconie albienne, alors que le grès lui-même, plus riche en quartz ne fait que très peu effervescence.

ph55 et 56. faille de l’Hospitalet, arrêt 6: la faille normale de l’Hospitalet a dû rejouer en faille inverse

car des indices sont présents sur le miroir de faille, en bordure de la route.

–escaliers qui montrent un mouvement vers le haut du bloc érodé qui est sous nos pieds.

–stries profondes vers le bas et très superficielles vers le haut du miroir qui indique un mouvement vers le haut du compartiment érodé, sous nos pieds.

ce rejeu en faille inverse date très certainement du contrecoup alpin, fin miocène, qui a fait chevaucher le bloc Provence sur les Baronnies et comprimé cette partie proche du chevauchement

 

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.