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.

Volcans du Velay

Le Velay est l’une des grandes provinces volcaniques françaises.

Les volcans sont alignés selon la direction N135.  Photo1 : carte géologique très simplifiée

—- Sa partie Ouest, entre Allier et Loire, en grande partie sur le horst de Chaspuzac constitue le Devès. Le volcanisme est surtout strombolien avec 150 cônes basaltiques dont le mont Devès point culminant de cette partie ouest. il y a aussi un certain nombre de maars dont le cœur est occupé par un lac (lac du Bouchet, Coucouron), par des cultures (Landos) ou par une narse (la Sauvetat, Issanlas…). ph2 à 5.

Sa marge NE couvre une partie du bassin du Puy.

Volcanisme  de 3MA à 0,8Ma avec  2  paroxysmes   2MA et 1MA.

—– Au centre, le bassin du Puy, bassin d’effondrement paléogène. Il a reçu fin tertiaire et quaternaire, les sédiments de la paléo-Loire et de la paléo-Borne (sables et grès, surtout).

—– Sa partie Est comprend le fossé de l’Emblavès  et ses sucs (volcans phonolitiques), le haut plateau basaltique de St Front , Fay sur Lignon, le Monastier,

Et le pays des Boutières (graben, aussi) dominé par les sucs phonolitiques (Mezenc point culminant du Velay 1752m, Gerbier des Joncs, Gouleïou, Montfol…). ph6 à8.

La photo 9 présente une coupe Est-Ouest du Velay.

Les laves du Velay appartiennent à la série alcaline.

 

4 types d’appareils volcaniques correspondant à 4 dynamismes éruptifs sont représentés dans le Velay.

———-Tout d’abord, le plus abondant, le cône au dynamisme strombolien.

Le magma est fluide, les gaz s’échappent facilement. Les explosions projettent des bombes, des scories, des lapillis qui s’accumulent autour du point de sortie et constituent le cône, relief constitué par accumulation de projections et de coulées. ph10 à 13.

Quand une carrière entaille un cône –ph14, on peut y reconnaître 2 faciès caractéristiques :

Un faciès bas de cône noirâtre, les projections riches en fer sont assez refroidies pour que l’oxydation du fer ne puisse plus se faire.

Un faciès cœur de cône rougeâtre, proche du cratère où les projections dont la température dépasse encore 600°C (point de Curie), sont oxydées, chaque explosion provoquant un appel d’air.

Lorsque le magma est bien dégazé, la lave s’écoule en longues coulées aux orgues élégantes. ph15.

De nombreux cratères sont égueulés ; la lave se déversant dans le sens de la pente a emporté les projections au fur et à mesure de leur dépôt. ph16.

Certains cônes sont très pentus et il peut se produire des glissements sur un flanc du cône ; les conditions météo doivent y jouer un rôle. ph17-18 Mt Briançon.

On peut voir également des filons adventifs traverser un cône strombolien. ph19 volcan de Vourzac.

Certains cratères furent remplis par un lac de lave. L’érosion ayant emporté les projections constituant le cône, la lave  plus résistante reste en relief ; les gerbes d’orgues sont alors  impressionnantes.  Ici le Peylenc-ph20.

Parfois, le cône a disparu par érosion et a dégagé la lave occupant la cheminée, la disposition des orgues nous permet alors de reconstituer le cône disparu. ph21-22-23-Volcan de  Queyrières), ph24-Neck d’Arlempdes.                                                                      Remarque : une coulée dans une vallée affluente de la Loire, très étroite, est venue buter contre le neck –ph25.

La face des prismes étant perpendiculaire au refroidissement on ne voit que les faces des prismes horizontaux lorsque l’érosion a entaillé profondément la cheminée. ph26  Queyrières). Dans tous les cas, outre les orgues,  les coulées ont  aussi des plans de fluidalité. et leur mesure permet de retrouver les directions d’écoulement de la lave. Queyrières, écoulement vertical, vers le haut- ph27, coulée de Chilhac ph28.

Les coulées de plateau n’ont pas d’entablement ; elles ont deux parties : la colonnade et la fausse colonnade. Elles ont coulé sur un sol qui a été recuit et qu’on retrouve parfois sous la coulée, quand l’érosion le permet. –ph29-30.

Les coulées superposées peuvent provenir du même volcan ou de volcans différents.

Le plus souvent les coulées empruntent le chemin suivi par les rivières, gênant provisoirement leur écoulement, provoquant même la formation de barrages. Elles ont alors un entablement dû à la circulation d’eau (pluie) dans la coulée ; la fausse colonnade est souvent enlevée par érosion.-ph31.

Les rivières creusent un nouveau lit épargnant souvent une partie des  coulées qui sont alors en inversion de relief, avant qu’une autre coulée suive à nouveau le lit récemment formé. –ph32 à 34- Rocher de Prades.

Sur le plateau de Fay sur Lignon, ou sur le plateau du Devès, les coulées sont empilées.

Les rivières les entaillent et forment des cascades élégantes. ph35 cascade de la Beaume avec une chute de 27m.

Dans la descente vers Goudet, le long du ravin, on peut voir plusieurs coulées empilées dont une bien visible datée de 2,3MA, reposant sur deux niveaux de projections –ph36- en face, on retrouve l’empilement des coulées et le volcan de Montagnac au cône percé de grottes troglodytiques. Ce volcan a émis une coulée très vitreuse, à cassure conchoïdale qui affleure sur la route un peu plus bas. ph37 à39.

Tout au fond de la vallée de la Loire, dans les terrains migmatitiques, et au-dessus d’une terrasse alluviale, la coulée la plus récente datée de 1MA. ph40-41.

 

——–deuxième type d’appareil volcanique, le dôme, au dynamisme péléen. ph42.

Le magma riche en silice est très visqueux.  Les gaz ont du mal à s’en échapper. Etant à une température élevée, ils ont un pouvoir explosif énorme, faisant sauter le « bouchon » qui entre dans la composition des panaches de cendres et blocs de 10 à 30 km de hauteur et des nuées ardentes (coulées pyroclastiques) qui déferlent sur les flancs à plus de 300 km/h. ph43- nuée de phonolite au col du Pertuis. La nuée contient des éléments fins à grossiers, des blocs de socle et de laves  diverses, ph44.

La lave s’extrait difficilement de la cheminée à coups d’explosions et de nuées et  se dresse dans le ciel obscurci en une masse sans cratère : le dôme.

Ne pouvant pas couler, la lave s’écroule et forme une ceinture d’éboulis au pied du relief. ph45-Gerbier, ph46-Sara-  qui est un filon annulaire de grande taille son encaissant (socle granitique) a été modifié sur plusieurs mètres d’épaisseur, à son contact. Le granite est poreux, corrodé par les gaz riches en CO2 et pH élevé, le quartz devenu pulvérulent, blanchâtre : Il a subi une métasomatose –ph 46a.

Si la lave est très siliceuse, il se forme une véritable aiguille –roche pointue, dent du Mezenc en rhyolite. Les plans de fluidalité attestent de l’ascension de la lave. ph47 à49.

Si la lave l’est un peu moins, il va se former une coulée  courte et épaisse, constituant un dôme coulée.  – ph50 phonolite de l’Alambre. Quelquefois, la lave va s’écouler en une épaisse et courte coulée dans une paléo-vallée –ph51- la Tortue (phonolite). Dans tous les cas, le dôme étant formé par une lave  on va y trouver des orgues avec les faces des prismes rayonnantes. ph52-Gouleïou.

Souvent le dôme est hérissé de pointes qui s’écroulent rapidement, en quelques jours, tel le suc de Monac en trachyte très dur. ph53-54.

Les laves de ces dômes, de la série alcaline, sont différenciées (trachyte, phonolite, rhyolite) ; elles ont subi une cristallisation fractionnée en séjournant dans des chambres magmatiques de moins en moins profondes, donc à des températures  de moins en moins élevées. Les cristaux apparaissent  dans un ordre donné par la suite de Bowen (olivine, pyroxènes, amphiboles, feldspaths plagioclases….). Les liquides s’enrichissent  en éléments dits incompatibles (riches en silice, sodium, potassium) qui vont former micas, feldspaths potassiques (sanidine) et même quartz dans la rhyolite de roche pointue –ph55-56. Ces magmas sont visqueux  et leur richesse en amphibole qui peut retenir de l’eau, leur confère un caractère explosif accru –ph57- trachyte du suc de Monac.

Enfin, entre Arnissac et Recharinges, entre le Meygal et le Lizieux, on peut voir un volcan phonolitique un peu particulier. Après une première éruption, les parois du dôme se solidifient. Une reprise de l’éruption intervient alors, et, sous la poussée du magma et des gaz, les flancs du dôme s’ouvrent, laissant passer des nuées pyroclastiques. Après l’éruption, l’érosion va enlever toute la partie supérieure du dôme.il ne reste aujourd’hui que sa partie basale éventrée avec des panneaux de phonolite bien séparés.-ph58-59.

 

——–troisième type d’appareil volcanique, le maar, au dynamisme              phréatomagmatique.

Lorsque le  magma, quelle que soit sa composition chimique,  rencontre au cours de sa montée une nappe phréatique, l’eau s’échauffe et entre en surpression jusqu’au moment où la vapeur engendrée a une force supérieure au poids des roches sus-jacentes. Alors, une série d’explosions  très violentes  se produit, perçant à l’emporte pièce les terrains qui sont alors projetés à une dizaine de kms de hauteur. Le creux formé appelé maar s’agrandit par effondrement de blocs de socle dans la cheminée -ph60-61. Le maar  est entouré par un croissant surbaissé de roches  brisées provenant du sous bassement, avec un peu de magma sous forme de bombes en chou fleur –ph62. Ces dépôts de déferlantes basales sont lités. ph63 à 66 maar de st Front.

Ce volcan en creux, peut ensuite être occupé par un lac de cratère. ph 67 Issarlès.

Après la formation du maar, l’éruption peut se poursuivre sans intervention de l’eau qui a été vaporisée. Un cône strombolien va alors succéder au maar –ph68 Vourzac ou Mont Burel –ph69 . Les tufs lités sont très riches en éléments du socle –ph70.

Le maar a pu se former à côté d’un cône volcanique comme le lac Martial  à côté d’un petit cône strombolien qui l’a précédé (cas rare) -ph71-72.

Certains  maars ont été recouverts et enfouis par des coulées plus récentes que l’érosion, en inversant les reliefs, a mis à jour – rocher de Prades au bord de l’Allier, ph73.  Les brèches pyroclastiques sont bien visibles sous les  coulées avec  ses éléments de socle, riches en granite à dents de cheval –ph74. Certains maars sont en voie de comblement  – Chaudeyrolles –ph75-75a. Le maar le plus profond est celui de la Sauvetat, avec 90m de profondeur et 1,5km de diamètre –ph76.

 

——–enfin le quatrième type d’appareil volcanique, le volcan surtseyen, au dynamisme hydromagmatique. ph77-78.

On ne le trouve que dans le bassin du Puy en Velay qui est un fossé remblayé dès l’éocène par des sédiments lacustres.  L’activité volcanique a débuté vers 6MA et s’est poursuivie jusqu’à des époques récentes (villafranchien et pléistocène) notamment avec les volcans surtseyens.

On a pu suivre en direct une éruption de ce type en 1963, où au sud de l’Islande, l’île de Surtsey a vu le jour. –ph79-80-81.

Lorsque la lave  atteint le fond de l’océan atlantique, le choc thermique généré par la rencontre entre la lave chauffée à plus de 1000°C et l’eau de mer à moins de 10°C provoque des explosions qui fragmentent  la lave qui s’accumule près de la cheminée.

Des panaches de vapeurs s’élèvent en altitude jusqu’à 6 km puis se chargent en cendres et, au fur et à mesure que le volcan se rapproche de la surface. Des gerbes de lave noire fragmentée  sont de plus en plus abondantes et retombent, se soudent, construisant peu à peu l’appareil sous marin.

Les scories soudées sont très perméables et  se gorgent d’eau chauffée qui permet l’altération très rapide des fragments de lave vitrifiés, en argile jaune, appelée palagonite. La palagonitisation est précoce et commence par l’extérieur des scories. Les carbonates, la silice, les zéolites vont indurer cette palagonite  qui va consolider l’anneau pyroclastique qui se construit autour de la cheminée –ph82. L’anneau palagonitisé devient une roche très dure exploitée  pour la construction.

Des effondrements dans la cheminée  par tassement font que le volcan a un aspect aplati  et les vagues viennent saper les côtes de l’île dont les bords sont abrupts. Lorsque l’eau n’intervient plus, le dynamisme change et devient strombolien –ph81.

Ce qu’on ne voit pas dans le bassin du Puy, car il ne reste que les parties sous lacustre des appareils. Ainsi, le plus complet, le volcan de Cheyrac montre les caractères décrits  précédemment –ph83. On voit bien l’anneau de tufs consolidés les effondrements dans la cheminée et les bords abrupts.

Quand une carrière exploite le volcan, on voit des effondrements de panneaux  de l’anneau dans le cratère, alors que les bords sont normalement inclinés. –St Roch Langeac ph84-85-86. L’érosion a pu emporter le cône, ne  laissant que la cheminée, comme à Polignac-ph87 .Ou même que la partie basse de la cheminée (diatrème) comme on peut le voir dans la ville du Puy en Velay -ph88.

 

Certains volcans surtseyens ont subi une évolution dans le sens beaucoup d’eau, moins d’eau et plus d’eau du tout et donc sont passés d’un dynamisme hydromagmatique à un dynamisme phréatomagmatique, puis  à un dynamisme strombolien.

Ainsi, le marais de Limagne a commencé son histoire par une éruption surtseyenne : une rivière, sur le horst de Chaspuzac, a dû être barrée par une coulée du Devès et former un lac. Les tufs palagonitisés étaient exploités à Beyssac. La carrière est aujourd’hui fermée, mais on peut en voir quelques affleurements (moins beaux) en bord de chemin –ph89-90. Son histoire s’est poursuivie par de formidables explosions qui ont formé le maar visible aujourd’hui, avec son croissant pyroclastique. Enfin des volcans stromboliens se sont construits autour des lèvres du maar (le Vesseyre au sud, le Pouzat, au nord)- ph91à 93.

La Denise a également enregistré les trois phases : dans la carrière, on voit bien la phase surtseyenne avec ses dépôts jaunâtres palagonitisés. Le maar n’est pas visible, mais la phase strombolienne occupe presque toute la carrière. On y voit les faciès cœur et bas de cône, une cheminée d’alimentation (ou gros filon), des effondrements avec failles normales. Ce cône a émis une coulée : la plaine de rome datée de 1,07MA –ph94-95.

Le volcan de St Roch à Langeac est passé du type surtseyen au type strombolien en fin d’éruption –ph96.

Du sommet du Cheyrac, on peut constater que les volcans surtseyens autour du Puy  en Velay ont la même altitude qui correspond à la hauteur du niveau du lac qui existait à cette époque villafranchienne – ph97.

Pourquoi un lac ?

Le volcanisme du Devès (3 à 0,8MA, villafranchien-pléistocène) déborde vers l’Est, au-delà du Puy en Velay –ph1, provoquant ainsi la formation d’un barrage de la paléo-Loire et la naissance  d’un lac en amont.

Au lieu-dit méandre de Farges –ph98, entre la Loire et la route, il y a une séquence fluvio- lacustre de 150m d’épaisseur, datée de 2,5MA à 2MA. Au niveau de la route affleure un poudingue qui montre une reprise d’activité érosive de la paléo-Loire, c’est-à-dire que le barrage n’existe plus. Cependant, au-dessus du poudingue, on voit très bien des sédiments lacustres. Le barrage, donc le lac, s’est reformé vers 2MA. Enfin, une coulée du Devès recouvre le tout –ph99-100.

Genèse des magmas :

Les laves du Devès, de la série alcaline, proviennent directement du manteau par fusion partielle des péridotites.

Des enclaves de péridotites, dans le cœur des bombes basaltiques, nombreuses, ont été arrachées au manteau –ph101, vers 50 ou 60km de profondeur. De plus, le rapport 87Sr/86Sr = 0,7031, signe l’origine mantellique du magma.

(le rapport dans la croûte = 0,710 et dans le manteau = 0,702).

Les laves alcalines du Velay oriental (phonolites, trachytes,rhyolite), se sont formées par cristallisation fractionnée dans des chambres de moins en moins profondes. Le rapport se situe entre 0,7033 et 0,7035, sans grands changements.

Par contre il y a une légère contamination du magma trachytique du suc de Monac par légère fusion de la croûte au contact du magma dans la chambre ; le rapport est 0,705.

Cette cristallisation fractionnée, ainsi que la quantité d’eau présente, permettent de voir coexister en des lieux si proches, ces 4 types de volcans si différents.

 

Le massif des Maures par l’intérieur.

De Pierrefeu à la Garde Freinet par la D14.

Lire auparavant la page massif des Maures.

Cet itinéraire, qui traverse la partie Ouest des Maures (jusqu’à la faille de Grimaud), complète l’itinéraire qui passe par la côte littorale.                                                                                   Il permet de voir des roches qui n’affleurent pas sur le littoral (amphibolite de la Verne, gneiss à calcite de Collobrières, carbonifère de Plan de la Tour…).                                                On y retrouve toutefois les anciens sédiments marins (phyllades, micaschistes), le socle qui les supportait (gneiss de Bormes), la subduction continentale et l’épaississement crustal (métamorphisme, volcanisme avec les amphibolites)-ph1-. Les plis sont toujours aussi difficiles à voir pour nous, mais les coupes réalisées par des géologues chercheurs nous les montrent. Ainsi, on peut comprendre que la répétition des amphibolites autour de Collobrières,  des gneiss de Bormes, et des micaschistes à minéraux est due à la tectonique, aux plis serrés, pratiquement isoclinaux qui affectent le massif pendant la collision-ph2. On peut voir également les anciens chevauchements qui ont rejoué en failles normales lors de l’exhumation (faille de la Garde Freinet). ph3.                                                          De plus, la route est pittoresque,  les paysages sont superbes et le point de vue à 360° au-dessus de la Garde Freinet  est un véritable bonheur pour les yeux.

 Arrêt1 : Pierrefeu.

Pierrefeu domine la plaine de Cuers, permienne et les alluvions du Réal Martin et de ses affluents.

Le village est bâti sur des quartzites et quartzophyllades, roche gris cendré avec Quartz, séricite. Riche en  Microplis, quartz d’exsudation parallèle à la schistosité.                              Ces roches proviennent d’une ancienne série marine de type flysch, présentant donc une alternance de grès et marnes, ce sont d’anciennes turbidites. Les Graptolites du Fenouillet leur donnent un âge de 420Ma- silurien. ph4-5-6.

Une faille effondre le bassin permien ; faille E-W qui traverse le massif.  ph7-8.

—–Le permien est constitué de grès pélitiques rouges qui deviennent grossiers, puis, à partir du pont sur le Réal Collobrier, ils passent à des conglomérats, car la faille sur le bord Sud du bassin permien à Pierrefeu  passe sur le bord Nord du bassin permien à partir du pont -ph9. D’ailleurs aux abords du domaine de la Portanière, la route passe sur la faiile qui sépare les terrains métamorphiques du bassin permien  dans lequel coule le Réal collobrier –ph10.

Une terrasse quaternaire du réal collobrier est visible le long de la route  et le tuilage des galets indique le sens du courant qui les a déposés -ph11.

Faciès schistes verts (SV), zone à chlorite, Elles sont donc descendues vers 10 km de profondeur à des températures avoisinant les 300°C, lors de l’épaississement crustal pendant la subduction continentale.

Arrêt 2 :  D88 vers le Temple.

On y voit les quartzites du Temple et les phyllades qui contiennent quartz, mica blanc séricite, mica noir biotite, épidote, chloritoïde  bien cristallisé. ph12-13.                             Roche gris de fer, homogène, se débite en dalles de qqs cms.                                                 Ancien sédiment pélitique marin qui alternait avec des sables siliceux, donc ancienne turbidite, là aussi.                                                                                                                                           Faciès SV, zone à chlorite, chloritoïde, grenat. Métamorphisme un peu plus poussé.

Arrêt 3 : Collobrières.

On y rencontre 3 roches : micaschistes, amphibolites, gneiss à  calcite.

——- micaschistes des Berles : gris de fer comme les phyllades et bicolores (blanc argent et gris sombre). Ils sont boursouflés par les minéraux : quartz, micas blancs,

Grenats, tourmaline, chlorite et biotite obliques /schistosité. Ils sont plus métamorphisés. On les voit mieux en prenant sur 1km la petite route de Notre Dame des Anges (D39). ph14.  Dans le village et autour de l’église St Pons,-ph15-16-

Ils contiennent des bancs à :

——-amphibolites verts sombre, aiguilles d’amphibole hornblende, plagioclase séricitisé, mica vert, feldspath albite  donc caractère alcalin. ph17à20.

Orthoamphibolite, c’est un ancien basalte. Le caractère alcalin lui donne une origine continentale (comme les volcans d’Auvergne). Au milieu de sédiments marins, ils devaient être sur le plateau continental qui appartient à la croûte continentale tout comme certains volcans d’Auvergne étaient dans des lacs  (volcans de Limagne, ou volcans surtseyens du Puy en Velay).

Je rappelle que les amphibolites de la plage de Sylvabelle étaient à la limite continent –océan et que les éclogites de la plage Tahiti étaient en milieu océanique.-ph21.

L’amphibolite est utilisée dans le village comme pierre ornementale –ph22.

———gneiss à calcite, gris-verts, veinés de calcite blanche ou rose parallèle à la schistosité qui pend vers l’ouest. ph23 à27.

Tantôt massifs et durs, tantôt avec une schistosité marquée.                                                  Quartz, albite (Fplagio), microcline (FK), micas blanc, biotite verte, épidote, magnétite, tourmaline, hornblende et calcite (dernier minéral qui a cristallisé).

C’est un ancien sédiment marneux plus ou moins riche en calcium  métamorphisé qui reposait sur les basaltes (amphibolites aujourd’hui).                                                                    Faciès amphibolite, zone disthène, staurotide, biotite.

Arrêt 4 : Chartreuse de la Verne.    ph28.

La chartreuse de la Verne fut fondée en 1170. Occupée par des moines chartreux qui devinrent propriétaires de plus de 3000ha, elle prospéra. Les moines furent chassés en 1792, au moment de la révolution. En ruine, elle a été restaurée et elle accueille depuis 1986 des moniales.

Sur la route qui y conduit :   gneiss de Bormes, puis micaschistes à 2 micas, grenat, tourmaline,  puis plus riches en disthène, staurotide, grenat et riches aussi en quartz.-ph29-30-31.                                                                                                                                                       Gneiss de Bormes : alternance de lits clairs et de lits sombres,  Quartz, FK –microcline, Fplagio-oligoclase, grenat, biotite, muscovite, chlorite, cordiérite caractère alumineux (Al et Mg) –ph32-33.

Souvent oeillés —- le protolite était un granite porphyroïde. Donc orthogneiss (socle qui supportait les sédiments).                                                                                                                        Parfois, il y a moins de feldpaths, ils deviennent micaschisteux.

La cordiérite provient de la destruction de la biotite, de la dissolution des feldspaths, et de la fusion du quartz. La biotite est instable à partir de 750°C (diatexites, +40%liquide)  ce  qui peut aboutir à la migmatitisation ; d’ailleurs sur la notice de la carte géologique ils sont appelés gneiss migmatitiques –ph34.                                                                                                            Ils se sont formés lors de la subduction continentale, de l’épaississement crustal.

—–au-dessus de la Chartreuse, amphibolite avec hornblende, andésine, serpentine .

Ancien basalte métamorphisé. Même faciès amphibolite, zone disthène, staurotide, biotite.

Remarque : la roche en fronton et autour de la porte d’entrée de la Chartreuse – péridotite serpentinisée- provient d’une ancienne carrière proche du village de la Môle –ph35.

Arrêt 5 : contact unité de Bormes et unité de la Garde Freinet. –ph36 à39.

2ieme poteau : unité de Bormes avec micaschistes à minéraux (grenat, staurotide, biotite, muscovite),  au-dessus de gneiss micacés voire micaschistes, à biotite et sillimanite (microscopique) donc profondeur et température plus importantes. Le contact chevauchant ayant rejoué en faille normale lors de l’exhumation, a mis en surface ces roches enfouies plus profondément : c’est l’unité de la Garde Freinet décrite par G.Crevola et JP.Pupin (1991). Faciès amphibolite zone à sillimanite.                                                                   La petite butte côtée 226m est constituée d’orthogneiss à sillimanite –ph40.

Arrêt 6 : ancienne carrière. –ph41.

Elle exploitait des micaschistes à sillimantite. On ne voit plus les boursouflures provoquées par les minéraux. La foliation est plus fine.

Arrêt 7 : vers le pont sur la Giscle.(ancienne carrière). –ph42 à44.

Granite de l’Hermitan qui est le cœur de l’anticlinal constitué par l’unité de la Garde Freinet., unité ramenée en surface lors de l’écroulement de la chaîne par le rejeu en faille normale de l’unité de Bormes.                                                                                                               Granite à grains fins de quartz, feldspaths et micas noirs.  Age 330Ma.                                 Faciès amphibolite, solidus franchi.

Arrêt 8 : bassin carbonifère, entre le pont et Grimaud. –ph45 à 47.

On retrouve l’extrémité sud du bassin carbonifère de Plan de la Tour, représentée par des  amphibolites et leptynites et surtout des micaschistes jusqu’aux abords de Grimaud où la faille de Grimaud est bien visible au niveau d’un grand rond-point.

Le bassin carbonifère, affaissé, est en contact avec le granite.

Arrêt 9 : oratoire ND de Miremer. –ph48 à50.

Orthogneiss de la Garde Freinet, non porphyroïde, à grains fins, riche en biotite. Présence de cordiérite.

On y retrouve aussi des micaschistes à sillimanite.

Arrêt 10 : point de vue au-dessus de la Garde Freinet.

Nous voici à nouveau dans les gneiss de Bormes qui dominent le village.

La faille de la Garde Freinet passe juste au niveau du village. La mylonite qui la jalonne et la matérialise est visible dans le grand virage en épingle dans la montée, un peu avant ce point de vue. –ph51-52.

Cette faille a rejoué en FN et a mis à l’affleurement l’unité de la Garde Freinet qui était sous celle de Bormes. –ph53.

On retrouve  l’orthogneiss de Bormes avec quartz, FK microcline, Fplagio oligoclase, grenat, biotite, muscovite, cordiérite ainsi qu’une vue imprenable –ph54-55.

Si on reporte sur les photos 56 et 57 les différents arrêts effectués, on se rend bien compte que la partie ouest des Maures a subi une subduction continentale qui l’a plissée, métamorphisée et a engendré du volcanisme alcalin.

 

Sédiments particuliers liés aux turbidites sableuses dans le bassin Vocontien

Lorsqu’on consulte  les cartes géologiques concernant le bassin Vocontien, on constate que les terrains marneux de l’aptien et de l’albien sont qualifiés de marnes bleues et les étages gargasien et albien ne sont pas différenciés. Pourquoi ?

Une partie de l’explication, visible sur le terrain, est d’ordre stratigraphique :

——Dans un bassin, les dépôts sont généralement superposés. C’est le cas pour le  bassin Vocontien qui présente une sédimentation continue du callovien (terres noires) jusqu’au turonien. Sédiments caractéristiques d’un bassin et de son talus : série de marnocalcaires plus grossiers dans le talus, plus fins au cœur du bassin. ph 1-2

Cette superposition est parfois perturbée par des avalanches de débris –calcarénites- liées à la progradation de la plateforme carbonatée urgonienne sur le bassin et/ou des slumps comme ici sous la crête du Chalmel où plusieurs zones de slumps marquent les instabilités (séismes) liées à l’ouverture du bassin Vocontien à l’hauterivien. ph 3

——Parfois, au cours de son histoire, suite à de fortes avalanches de débris, de turbidites massives, les couches sont profondément érodées, formant des canyons abrupts, qui se remplissent de sédiments plus récents pouvant se retrouver plus bas que les sédiments (plus anciens) du fond du bassin avant érosion.                                                                                     Les dépôts ne sont plus superposés mais emboîtés. ph4

C’est ce qui se passe du gargasien à l’albien où les calcarénites sont remplacées par des grès grossiers à glauconie, suite à l’ennoyage de la plateforme carbonatée urgonienne. S’installe alors, une sédimentation marneuse (marnes bleues, milieu profond) malgré le serrage qui commence avec par exemple la surrection du bombement durancien qui va être suivi par le chevauchement Ventoux-Lure.                                                                                      Les turbidites gréseuses provenant des marges du bassin dévalent le talus et s’étalent dans le bassin, perturbant la sédimentation des marnes bleues. ph5

——–Dans les chenaux de ces turbidites sableuses (gréseuses après diagénèse), d’une épaisseur d’au moins 1m, on trouve des boules de grès.

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. ph6-7-8. 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.                                                                                                                          Les boules de Rosans sont les plus spectaculaires ; elles viennent de la marge Ouest du bassin Vocontien (marge ardéchoise). .ph 4-5-9-10-11.

Celles d’Ongles, Carniol, Bevons, viennent de la marge Sud (pentes de Lure).ph 5-12-13-14-15.

C’est dans les bassins de ce type qu’on recherche aujourd’hui les gaz de schiste.

Quel en est le principe ?

Le gaz de schiste est du méthane CH4 qui provient de la dégradation de la matière organique piégée dans les sédiments (roche mère). Dégradation  d’origine bactérienne pour des températures inférieures à 50°C, voire un peu plus.

La migration du méthane (mais aussi de tous les autres hydrocarbures liquides)  vers le haut est possible si la roche mère est perméable ou fracturée.                                                    Ainsi du bitume formé à l’oligocène dans la plaine de la Limagne suinte à la cadence d’un litre par jour (c’est peu !) en suivant une faille qui n’est autre que la cheminée du petit volcan du Puy de la Poix, situé en Limagne,  non loin de l’aéroport de Clermont-Ferrand. ph16-17-18. Arrivé en surface, ce bitume perd ses éléments les plus volatils et devient très visqueux. ph19.                                                                                                                                    Cependant, dans la plupart des cas, la migration est bloquée par une couche imperméable  en antiforme ; les produits vont alors s’accumuler dans une roche magasin où ils imprègnent la porosité de cette roche.

Ce qu’on appelle vraiment gaz de schiste est du méthane encore contenu dans sa roche mère qui est imperméable. Il se trouve piégé dans les micropores de la roche ou adsorbé sur les particules en feuillets des argiles : on ne peut donc l’extraire  par les moyens habituels que sont les forages.

La technique d’exploitation du gaz de schiste est donc de rendre la roche mère perméable par fracturation hydraulique associée à des forages horizontaux.

Exemple ph20.

Dans un bassin, on fore à 2000m de profondeur.                                                                                      La pression lithostatique répond à la formule suivante :  P litho  =  mgz     en pascals.  m = masse volumique de la roche sédimentaire soit 2,5g/cm³ ou 2500kg/m³  g = accélération de la pesanteur soit 10m/s²    et z la profondeur en mètres.

Donc P litho   =   2500x 10×2000  =  5.10⁷ Pa

Après forage, l’eau injectée à 2000m est à la pression :  m = 1g/cm³ ou 1000 kg/m³

P eau  = 1000x10x2000  = 2.10⁷ Pa

Donc si on ajoute, avec de gros compresseurs, à l’eau du forage, une pression supérieure à 3.10⁷ Pa, la pression du liquide injecté sera supérieure à la pression lithostatique.  Il va s’insinuer entre les feuillets argileux, fracturer la roche, écarter les bords de la fracture qui va se propager et donc rendre la roche perméable. Pour peu qu’on ajoute à l’eau surcomprimée du sable, il ira, lui aussi, s’insinuer dans les fractures et empêcher qu’elles ne se referment lors de l’arrêt de la surpression à la fin du forage. Le méthane (ou autres hydrocarbures)  migre le long de ces nouvelles fractures, atteint le tube de forage et remonte en surface où il doit être stocké dans des réservoirs ou évacué par des gazoducs.

C’est ce qui s’est produit naturellement dans le bassin Vocontien, en particulier dans ce qui est aujourd’hui la vallée du Jabron,  entre l’albien et le cénomanien, à partir de turbidites sableuses de l’albien moyen.

Y a-t-il eu émission en surface de méthane ou autre hydrocarbure ? L’érosion est passée par là et /ou le bassin n’était pas assez profond pour que du méthane se forme.

Suite à la lecture d’articles de G.Friès, O.Parize, JL.Rubino et surtout de la thèse de Damien Monnier 2013, nous sommes allés voir sur le terrain, dans la vallée du Jabron, entre les communes de Bevons et Noyer sur jabron(04), non loin de Sisteron.

Cette partie du bassin Vocontien constitue aujourd’hui un synclinal d’axe E-W ; c’est  le plus au sud des Baronnies. Son flanc nord a un fort pendage vers le sud -ph21, tandis que son flanc sud est chevauché par la montagne de Lure. ph 22-23.

ph 24 -Emboîtés dans les marnes bleues, 3 chenaux de turbidites sableuses : le chenal 1 (albien moyen) et le chenal 2 (albien supérieur) sont parallèles à l’axe du synclinal donc E-W. le chenal 3 (albien sup-cénomanien inférieur) est perpendiculaire  à l’axe du synclinal, donc N-S.

Des failles normales tronçonnent les chenaux 1 et 2. ph24.

Le chenal le plus visible est le chenal 1. Les autres sont au sommet de ravines très abruptes et très hautes et sont donc inaccessibles ; de plus, l’érosion a tout enlevé au-dessus de ces chenaux. Ne restent, bien visibles, que les témoins sédimentaires issus du chenal 1 sur quelques kilomètres en étendue et sur plus de 200m en hauteur.

Voici le chenal 1 ; des boules de grès y sont bien représentées –ph25-26. On peut voir des boules de grès issues du chenal 3 près du château de Pécoule au pied du relief que domine le chenal 3. –ph24-27-28.-29.

 

Entre fin albien et fin cénomanien inférieur, par fracturation hydraulique, de l’eau et du sable (avec peut-être du méthane et/ou autres hydrocarbures) s’injectèrent dans les marnes bleues vers le haut et vers le nord, à partir du chenal 1 (pour les deux autres chenaux, il n’y a plus de témoins sédimentaires). Des sills (couches parallèles aux sédiments) s’insinuèrent dans les marnes bleues, mais aussi des laccolites (injection sableuse à fond plat et dessus bombé). Sills et laccolites  ont pu passer dans des niveaux supérieurs des marnes bleues par des filons (dykes) en forme d’aile d’avion (wings).ph 30 et colline du Puy-ph31-32-33-34.

Plusieurs autres phases de fracturation hydraulique ont injecté, toujours à partir du chenal 1, des dykes (filons qui traversent à l’emporte pièce les sédiments en place). ph35-36-37.

On peut voir des dykes qui se recoupent, d’autres qui passent dans des sills ou des wings.ph 38-39-39a.

On peut constater, également, que certains dykes sont plissés et d’autres, au même endroit, ne le sont pas. Ces fracturations hydrauliques ont donc bien connu plusieurs phases espacées dans le temps.

ph40-41 : le dyke plissé à droite a été lithifié, a subi une compression (les sédiments aussi) qui l’ont plissé avant que ne s’injecte le dyke de gauche qui, lui, n’a pas subi de déformation.

Toutes ces injections ont transporté des fluides (eau et sable) jusqu’à ce que le chenal 1 (turbidite sableuse) soit lithifié, transformé en grès. Les dernières injections ont formé des dykes de calcite-ph42  ou déposé de la calcite en bordure de dykes déjà lithifiés-ph43.

Des marqueurs de la propagation de ces injections sont visibles par endroits :

Wings (écoulements vers le haut-ph34), flute cast (figures de courant-ph44), structures en plumes –ph45-46-47-48. Ces marqueurs indiquent une propagation vers le haut et vers le Nord et l’Est-ph49 ainsi qu’ un régime d’écoulement turbulent.

Les nombreuses failles ont facilité la propagation de ces injections-ph50.

Ces fracturations hydrauliques provenant des chenaux non encore lithifiés ont des causes :

——tectoniques telles que : formation de failles dans le bassin Vocontien, avec ou non  liquéfaction des couches secouées (phénomène de thixotropie), surcharges dues aux slumps, aux turbidites, début du plissement qui va former le bombement durancien.

—–sédimentaires : taux de sédimentation important début cénomanien, enfouissement du chenal 1 sous 300 à 600m de sédiments (d’où surcharge).

Déshydratation des marnes (smectites) avec la profondeur. Cette eau  va aller dans les chenaux non lithifiés plus perméables que les marnes environnantes et augmenter la pression jusqu’à provoquer une injection de sable liquéfié.

Finalement, cette sortie nous aura montré  des sédiments très particuliers liés aux turbidites sableuses.                                                                                                                            Sédiments qui paraissaient très naturels dans un bassin, ne semblaient pas poser de problèmes, jusqu’à la lecture des articles de ces géologues avertis qui ont aiguisé notre curiosité.

 Complément : ph 51-52 grès albien d’un dyke centimétrique vu à la loupe.

On voit surtout du quartz, un peu de glauconie verte, un peu de calcite ferrifère marron.  La bordure du dyke est altérée. Aucune porosité visible.

ph53- autre vue sur la colline du Puy                                                                                                          ph54- vue sur Pierre Avon, affleurements les plus à l’Est.                                                              ph55- débris d’ammonites dans les marnes.                                                                                       ph56- pendage des marnes rebroussé au contact d’un dyke.                                                       ph57-58- dykes et structures en plume.                                                                                                ph59- dyke de calcite.

 

Le bassin carbonifère de Plan de la Tour

Consulter auparavant la page massif des Maures.

Au cours de la dernière étape de la formation de la chaîne varisque, donc pendant son exhumation, divers phénomènes ont eu lieu :

–Effondrement de la chaîne vers l’Ouest.-350-330MA

–Cisaillements. -330-320MA

–Injections (granites d’anatexie, migmatites). -330-300MA

–Jeu des FD (failles décrochantes) en senestre, associé aux bassins carbonifères (Plan de la Tour, Rouet qui est son prolongement dans le Tanneron, Reyran). –330-300MA

–Rejeu, au final, de ces FD en dextre. –300-280MA   ph1

C’est au cours de cette dernière étape que s’est formé puis a évolué le bassin carbonifère de Plan de la Tour. C’est un bassin syntectonique, lié aux jeux multiples de la FD Grimaud.

Cette faille sépare l’unité des Maures W de l’unité des Maures E. Toutefois, selon G.Crevola et JP.Pupin (1994), entre  les Maures W et la faille de Grimaud s’intercale l’unité de la Garde Freinet  composée surtout d’orthogneiss et de micaschistes à sillimanite. Unité formant un anticlinal et ramenée en surface lors de  l’écroulement de la chaîne par le rejeu en FN (failles normales) de l’unité des Maures W (unité de Bormes).    ph2

D’abord hémigraben, c’est à-dire bassin subsident limité par une seule faille comme celui de Lioux dans le Vaucluse.  ph3

Il reste de cette période des sédiments datés par les fossiles de la fin du Westphalien (315-305MA) et des sédiments de type coulées de débris, c’est-à-dire mélange de débris et d’eau qui se déplace en masse par gravité dans les cônes alluviaux, voire torrentiels, jusque dans les étendues lacustres qui parsèment le bassin en formation. Ph4

Affecté par les injections magmatiques, il est traversé dans sa partie nord par des filons de rhyolite. Sur sa bordure Est, le granite d’anatexie  de Plan de la Tour est injecté le long de la FD Grimaud. Il repose sur sa bordure Ouest sur le granite de l’Hermitan qui constitue un cœur anticlinal dans l’unité de la Garde Freinet.                                                                                        Il a subi par la suite des compressions, des cisaillements qui l’ont déformé, redressé, écaillé (mais non métamorphisé), lui ont fait chevaucher son substratum micaschisteux au sud ou granitique au nord (gr de l’Hermitan). Il n’en reste, en surface, qu’une faible partie.

A l’issue de son travail sur  ce bassin, Cl.Rousset (2000), géologue de l’IGAL, en a fait la représentation qui figure sur la photo 5.  Les coupes de la D72 au nord et de la D74 au sud du bassin nous ont révélé une grande partie de sa structure.

• Coupe D72 de l’Est vers l’Ouest sur un peu plus de 2 km depuis le lieu dit « les Pierrons » jusque 800 à 1000m avant le hameau de Langoustoua. –ph6

Le hameau des Pierrons se trouve sur un relief formé par le granite du Plan de la Tour. C’est un granite d’anatexie crustale provenant de la fusion partielle de la croûte continentale. Daté de 301 à 304 MA, c’est un granite tardif –ph6a. Roche grenue, il contient du quartz, des feldspaths plagioclases, des feldspaths alcalins (orthose) souvent mâclés, du mica noir (biotite) et du mica blanc (muscovite) –ph7.

Le torrent Marri Vallat coule le long de la faille de Grimaud bordée sur le côté Est par une migmatite mylonitisée (gneiss migmatitiques orientaux –ph8-9 Le contact avec le carbonifère  très redressé n’est pas visible mais très proche du pont qui enjambe le ruisseau –ph10.

Quelques centaines de mètres plus loin, une ancienne carrière a entamé un filon de rhyolite, lave qui s’est épanchée dans la partie Nord du bassin de Plan de la Tour, ce qui l’a élargi par rapport à sa partie Sud -ph11

Le carbonifère dans cette partie nord du bassin présente des sédiments détritiques de grès grossiers (coulées de débris, de chenaux en tresses) alternant avec des grès plus fins et même pélitiques (schistes charbonneux) : on est dans la partie distale du cône alluvial où le cours d’eau en tresses s’étale dans la vallée –ph12-13-14 et 4. Les schistes charbonneux contiennent quelques fossiles de fougères (Calamites, Pecopteris) –ph15-16 qui poussaient dans la vallée.

Au col 205 (altitude) on atteint la partie Ouest du bassin qui devrait reposer normalement en discordance sur le cœur anticlinal de l’unité de la Garde Freinet, en l’occurrence, le granite de l’Hermitan. –ph1 et2.

Une petite carrière abandonnée permet de voir ce granite tardif, lui aussi, clair, à grains fins de quartz, feldspath et mica noir -ph 17-18.

Cependant, les observations de terrain sont les suivantes :

——écaillage du carbonifère (crochon de faille visible au col 205 –ph19)

Un premier contact avec le granite de l’Hermitan est repérable un peu plus loin  et le petit cours d’eau le Langastoua a creusé son lit amont le long du contact faillé. –ph 20-21-22.

——écaillage du substratum (granite de l’Hermitan).

Plusieurs écailles de granite au sein de lambeaux de carbonifère sont visibles le long de la route sur une  centaine de mètres –ph23-24-25.

Cet écaillage du granite est dû à la forme irrégulière du pluton granitique et à la mise en transpression senestre du bassin, initiée au niveau de la faille de Grimaud. Des parties se sont alors détachées du pluton, se sont fortement redressées et ont migré vers le sud au sein du bassin carbonifère. –ph26.

La suite de la coupe permet de voir le flanc Ouest de l’anticlinal de l’unité centrale de la Garde Freinet. Faisant suite au granite de l’Hermitan, les micaschites à minéraux et les gneiss de l’unité de Bormes Est apparaissent au niveau d’un virage en épingle abandonné.

Ces roches sont disposées en synforme –ph27-28, et reposent une centaine de mètres plus loin sur les gneiss migmatitiques  de la Garde Freinet  -ph29, par l’intermédiaire d’une roche mylonitisée ou brèche mylonitisée  -ph 30-31.

La photo 32 résume sur une coupe les observations effectuées sur la D72 et la D74.

 

• Coupe D74 de l’Est vers l’Ouest sur 2 km depuis le quartier du Vernet à Plan de la Tour.

Le bassin carbonifère est étroit dans sa partie sud : 1,2 km par la D74 tortueuse ; donc bien moins qu’un km de large.                                                                                                                                    Le village de Plan de la Tour est construit sur le granite éponyme qui affleure vers l’ouest jusqu’au quartier du Vernet où il est en contact avec les gneiss migmatitiques orientaux qu’on trouve jusqu’à Ste Maxime. ph 33-34-35.

Cependant, ici, ils n’affleurent que sur quelques dizaines de mètres et sont mylonitisés ; la faille de Grimaud, non visible, doit passer à leur niveau et marque la fin de l’unité des Maures orientales. ph36.  Affleurent alors quelques mètres de leptynites et amphibolites plissées, altérées qui appartiennent à l’unité centrale de la Garde Freinet (CLA) –ph37-38.

C’est après seulement, que les premiers sédiments carbonifères apparaissent sous forme de poudingues alternant avec des niveaux pélitiques –ph 39. Le paysage correspondait à une vallée avec sa plaine d’inondation et ses chenaux.                                                                        Le virage suivant permet d’avoir une bonne vue de ce flanc Est du bassin carbonifère qui n’est pas en contact avec la faille de Grimaud, contrairement à sa partie Nord.  ph40-41.

On aborde alors la partie Ouest du bassin où les observations sont nombreuses. :

Les strates sont très relevées, leur pendage  vers l’Est est important –ph 42.                           Les conglomérats forment des barres dans le paysage –ph40-41 : ce sont des coulées de débris massives typiques d’un réseau en tresses ; chenaux et levées alternent –ph 42-43- et traduisent la force du courant pour déplacer ces conglomérats : on est dans la partie chenalisée du cône fluviatile –ph4- non loin de la faille dont le jeu facilite les apports ; les galets sont d’ailleurs plus  gros –ph 44.                                                                                                        En de très nombreux points, les galets sont cisaillés, tirés vers le sud. Ils n’ont pas formé d’écailles comme sur la D72, mais ces cisaillements traduisent les forces subies alors que la diagénèse était déjà terminée –ph44-45-46-47.

On atteint enfin la zone de contact avec le substratum du bassin constitué par des micaschistes de l’unité de Bormes Est. La notice de la carte géologique indique que ces micaschistes sont en concordance avec les sédiments carbonifères, et, de fait, ils sont bien inclinés, eux aussi –ph48.                                                                                                                    Toutefois, au niveau du contact, il y a, sur une quinzaine de mètres une zone plissée où il est difficile de distinguer ce qui est substratum et ce qui est sédiment : le contact entre le bassin et son substratum est une zone plissée –ph49.

Enfin, les gneiss de la Garde Freinet succèdent aux micaschistes et affleurent jusqu’au village du même nom –ph50-51.                                                                                                                     ph 32-52-53– schéma synthétique et carte géologique simplifiée.

 

En résumé, ce qu’on voit en traversant le bassin carbonifère de Plan de la Tour est loin de ressembler au  simple hémigraben  qu’il devait être au début du Westphalien.

Les compressions exercées au cours de l’exhumation de la chaîne varisque l’ont affecté, rétréci, redressé ses couches, cisaillé les galets de ses conglomérats et déformé en particulier son flanc Ouest qui est écaillé au nord et plissé au sud. -ph54.