Le bassin de Sault-Aurel (84) est un fossé tectonique oligocène. Il a la même origine que les autres bassins oligocènes .

Il est donc limité par des failles normales. La seule qui soit bien visible, bien dégagée se trouve à l’entrée des gorges de la Nesque, après avoir dépassé le petit village de Monieux.

l’exploitation de l’éboulis cryoclastique (roches brisées par la succession gel-dégel) a dégagé le miroir de la faille.

Encart 1 : faille normale.(ph-schéma).

Ginasservis (83). Le miroir d’une importante faille normale (ph 1 et 2) a été dégagé par le propriétaire d’une villa bâtie sur la brèche de faille, au dessus du miroir (ph 3 et 4). Cette faille NNO-SSE disloque le synclinal de Ginasservis; de part et d’autre on a des terrains du jurassique et du tertiaire.

Sisteron (04) et sa clue entaillée dans les roches du Jurassique.(ph la Baume). La structure géologique se comprend mieux si on prend la petite route qui monte vers la citadelle et se poursuit vers le hameau des Combes où est prise la photo (ph des combes).

Il s’agit du flanc inverse d’un pli en genou dont la charnière est complètement érodée.

Le défilé de Pierre Ecrite passe dans le synclinal de Chardavon qui jouxte le flanc normal du pli érodé (ph sisteron1).

Encart 2: pli anticlinal et synclinal. (ph-animation pli).

Faille inverse : Prenons 2 points imaginaires A et B de part et d’autre de la future faille avant qu’elle ne joue. La faille s’étant formée, le compartiment de gauche est descendu par rapport à celui de droite (les mouvements sont relatifs). Le point B se trouve en B1. Replaçons les points imaginaires au niveau le plus bas. A est inchangé B1 devient B2. Les points ne sont plus à côté ; B2 se trouve à l’intérieur de la couche de gauche ; il y a raccourcissement de la distance AB2 appelé rejet horizontal. Il y a eu compression, la faille est une faille inverse. La distance B1B2 est le rejet vertical.photos 1-2-3.

décrochement :

Un décrochement est une faille à peu près verticale qui a permis le déplacement des 2 panneaux horizontalement, parallèlement à cette faille. Le décrochement peut être dextre ou senestre.ph1

Souvent les décrochements ont une composante verticale, soit en distension (composante normale), soit en compression (composante inverse).ph2

En voici quelques exemples :

+ faille décrochante de Peille (06)-ph3. On voit bien les deux panneaux qui ont coulissé.ph4

+parfois, un panneau s’est écroulé au moins en partie à la faveur de ce point de faiblesse constitué par la faille comme ici tout près d’Aureille (13). ph5

+souvent un seul panneau est visible, en voici un exemple à Comps (83).ph6

Sens du déplacement:

Pour déterminer le sens du déplacement des panneaux, qu’il s’agisse de failles normales, inverses ou de décrochements, il y a 5 critères à prendre en compte ; souvent on ne les a pas tous sous les yeux.

Les cannelures : elles donnent la direction du déplacement qui est parallèle aux cannelures. ph7-8-9
Les arrachements : ils donnent la direction du déplacement. Ils lui sont perpendiculaires. ph10
Les enduits de calcite en escaliers : ils donnent le sens du déplacement. Le panneau (disparu) qui a coulissé le long du miroir visible n’a pu que “descendre“ les escaliers. ph11
La brèche ou micro-brèche : elle donne le sens du déplacement. On la trouve parfois devant les escaliers de calcite du panneau visible, donc à l’arrière du panneau disparu. ph12
Les stries : elles sont occasionnées par des esquilles de roche du panneau disparu sur le miroir visible. Celles-ci, creusent un sillon profond au départ, puis en coulissant l’esquille s’use et la strie devient moins profonde et disparaît. Donc on doit rechercher des stries bien conservées, non reprises par d’autres esquilles ; le sens du déplacement du panneau disparu est donné par la profondeur de la strie qui diminue.
La photo 13 reprend les 3 critères qui donnent le sens du déplacement relatif des panneaux.

Parfois les failles rejouent plusieurs fois, ce qui complique un peu les choses, car il faut déterminer les déplacements pour chaque jeu de la faille, exemple photo 14.

Plis et chevauchements autres que ceux qui sont décrits dans les articles du menu, mais, vus au cours de nos sorties.

Anticlinal et synclinal : -ph schéma de pli.

+ Anticlinal éventré de Séderon (26-baronnies)-ph 1 et 2.

Anticlinal dont la charnière (tithonienne) érodée a laissé prise à l’érosion sur des terrains plus anciens mais peu compétents (terres noires du jurassique).

Il est, de plus, percé perpendiculairement à son axe en cluse par la Méouge.

+Synclinal de St Genis (05- baronnies)-ph 3 et 4.

Synclinal dont les 2 anticlinaux de part et d’autre ont été fortement érodés ; de ce fait, il y a inversion de relief et on a un synclinal perché.

+Petite Ceüse (05): ph 5.

Anticlinal renversé (couches les plus jeunes sous les couches plus âgées) et affecté de replis soulignés par la corniche de calcaires tithoniens ; le tout chevauchant des terrains du jurassique supérieur de l’écaille de Barcillonnette.

Chevauchement :

Mouvement tectonique conduisant un ensemble de terrains à en recouvrir un autre par l’intermédiaire d’un contact anormal (surface de chevauchement).

La couche “savon“ sur laquelle se fait le déplacement de l’unité supérieure est constituée de gypse triasique ou de marnes (en particulier du crétacé inférieur en Provence).

+ Nappe de digne (chevauchement supérieur à 1 km) près de La Motte du Caire (04)

Les terrains très épais du jurassique inférieur, passent sur des terrains du crétacé inférieur –ph 6.

Une couche de gypse du trias joue le rôle de couche “savon“. Elle est très déformée et certaines parties sont transformées en cargneule –ph7.

+ Chevauchement de la chaîne de l’Etoile non loin des Pennes Mirabeau (13).

Les terrains du jurassique chevauchent des terrains crétacés ; une couche marneuse joue le rôle de couche “savon “ -ph 8.

+ Arc de Nice à la pointe Cabuel (06)- ph 9.

Les calcaires tithoniens chevauchent vers le sud-ouest les marnes à glauconie du crétacé inférieur qui reposent sur des calcaires berriasiens. Des failles normales postérieures, affectent le bloc chevauchant –ph 10.

Parfois on a une succession de chevauchements.

+Exemples écailles entre Barcillonnette et La Saulce (05) – ph 11.

Diapir :

Pli en forme de dôme qui s’élève lentement dans la croûte sous l’action de la pression lithostatique exercée par les roches sus-jacentes.

Les roches qui le constituent sont souvent du sel, du gypse, parfois des magmas (on parle souvent de diapir mantellique).

Ces roches ont une densité plus faible et une plasticité supérieure aux terrains encaissants.

La plupart des diapirs provençaux sont disposés sur de grandes failles, ce qui facilite la remontée des matériaux gypseux lors des phases de distension.

+ dentelles de Montmirail (84) :

Après les dépôts du crétacé, vers 40MA, pendant que les chevauchements pyrénéo-provençaux organisent la Provence, le diapir se manifeste en soulevant les calcaires tithoniens qui forment les 3 dentelles séparées par des synclinaux assez étroits-ph 1 et 2.

Sur la route de La Fare on voit très bien le contact jurassique sup (oxfordien) –trias du diapir- ph 3 et 4.

Une intense érosion suit cette période ; l’oligocène repose en discordance sur le diapir érodé-ph 1.

Vers la fin du miocène, le diapir est réactivé puisqu’on peut voir à Montmirail, les couches marno-calcaires de l’oligocène renversées –ph 5- comme en témoignent ces fentes de retrait en relief (au lieu d’être en creux)- ph 6. Le miocène inférieur et moyen est aussi affecté puisque ses couches sont très redressées-ph 7.

+ lac salé de Courthézon (84) :

Diapir qui n’a pas atteint la surface, seule de l’eau salée s’en échappe et remplit une dépression entourée de calcaires miocènes soulevés par le diapir avorté qui est en dessous. La partie au dessus de la nappe phréatique salée est occupée par des vignobles-ph 8, 9, 10.

Ce diapir avorté et celui des dentelles de Montmirail sont liés car situés sur le même réseau de failles (faille de Nîmes et failles associées).

+ Propiac (26) :

Les couches affectées par le diapir sont toujours très redressées à son contact comme ici à Propiac- ph 11.

+ Le Malpas, entre St Geniez et Authon (04) :

Souvent les diapirs qui s’élèvent à la faveur du jeu de failles sont de dimensions réduites- ph 12.

+ Bréziers (05) :

Les plans de chevauchement sont lubrifiés par les roches triasiques (gypse, sel, marno-calcaires plus ou moins dolomitisés, cargneules) qui constituent la “couche savon “.

C’est le cas pour la nappe de digne et son lobe Ouest qui porte le sommet de Mouisset. Le bombement du dôme de Remollon associé à des failles de distension a provoqué la remontée diapirique (depuis la couche savon) du matériel triasique au pied du sommet de Mouisset- ph 13.

+ Lazer- Upaix (05) :

Dans les Baronnies il y a plusieurs diapirs situés au cœur d’anticlinaux aux flancs très redressés, tel celui de Lazer-Upaix- ph 14.

L’érosion a dégagé les roches tendres du trias et du jurassique marneux (terres noires) provoquant des inversions de relief- ph 15.

Mais le trias gypseux affleure encore bien à Lazer où il est activement exploité- ph A.

Ce diapir injecté dans les terres noires doit avoir la forme d’un dôme hérissé de pointes puisqu’à Upaix on peut voir de petites masses décamétriques de gypse –ph B- intercalées dans les terres noires jurassiques-ph C.

+ Manosque (04) :

Le diapir constitué de sel et gypse oligocènes s’est élevé vers la surface sans l’atteindre dans le cœur d’un anticlinal au moment de la formation du Luberon (entre 8,5 et 5,8 Ma, à la fin du miocène)-ph 16.

C’est une sorte de pli diapir formé au moment de la compression (et non de la distension comme les autres).

Il a en son cœur une imposante masse de sel (plus de 800m d’épaisseur), roche imperméable utilisée par GEOSEL Manosque pour y stocker des produits pétroliers et du méthane. Au dessus et proche de la surface il y a du gypse-ph 17- qui a été exploité en souterrain au XIX siècle- ph18.

Lithophyses de l’Estérel

Les lithophyses de l’Estérel, très esthétiques une fois taillées, ne se trouvent pas facilement –ph1.
Il faut les chercher sous les dômes de rhyolite fluidale, mais pas tous. Une partie au moins de ces dômes doit reposer dans un marécage ou lac. Dans ce cas, les sédiments gorgés d’eau voient leur température augmenter. L’eau se vaporise et forme des bulles de vapeur dont les parois sont les sédiments (le plus souvent des pélites, des tufs fins) –ph2.
Voici la rhyolite fluidale (pyroméride) du Mont Vinaigre –ph3.
Les bulles ne sont donc pas d’origine magmatique, il ne s’agit pas du dégazage du magma ou de bulles qu’on peut trouver dans les laves (scories, par exemple) –ph4.
Par la suite, des fluides chargés de minéraux (silice, fluorine, calcite…) plus ou moins teintés par des oxydes et mêlés aux pélites viennent remplacer la vapeur d’eau et se déposer dans la cavité, la remplir plus ou moins complètement –ph1.

–Le fossé de Murs(84)- ph1- présente des calcaires du bédoulien à silex (aptien) complètement carriés par des microcodium, bactéries filamenteuses calciphages liées aux paléosols éocènes à caractères hydromorphes. Elles utilisaient le carbone du calcaire dans leur métabolisme puis rejetaient le reste sous forme prismatique.

Cet échantillon montre le front de l’altération du calcaire par ces paléobactéries ph 2 et 3.

De ce fait, les silex se trouvaient déchaussés et l’homme, put facilement exploiter ces silex dès le néolothique puis comme pierre à fusil, ensuite ph 4.

–Le fossé de Sénanque est situé tout près de celui de Murs ph 5. Il est limité, lui aussi, par des failles normales ph 6-et entouré de ces calcaires bédouliens carriés par les microcodium sur 40m d’épaisseur. Ils libéraient, de ce fait, des milliers de prismes de calcite, lesquels venaient sédimenter dans le lac oligocène de Sénanque ph 7. Ils ont constitué une roche appelée microcodiomite avec laquelle on a construit l’abbaye ph 8 et 9.

Nous avons trouvé d’autres microcodium près du village de La Penne, proche de Puget-Théniers (06), dans des marnes à la base des terrains nummulitiques ph 10 et 11.

De même, les argiles rouges éocènes de la bordure du plateau de Bibemus (Aix.13) sur lesquelles repose le miocène, renferment, elles aussi, les microcodium que voici ph 12 et 13.

Les microcodium peuvent aussi se présenter en lamines comme on peut le voir à Rognac (13) au dessus de la barre calcaire, à la base du paléocène –ph 14 et 15.

Ils sont apparus fin crétacé (campanien) et semblent disparaître au miocène.

Les stromatolithes sont les plus anciens fossiles connus. Ils sont apparus vers 3,5 milliards d’années (en Australie, en Afrique du Sud) et vivent encore de nos jours.

Ce sont les premiers êtres vivants producteurs d’oxygène qui s’est d’abord accumulé dans les eaux des premiers océans avant de diffuser bien plus tard dans l’atmosphère et la rendre oxydante. Finalement, cet oxygène produit par les stromatolithes, puis autres organismes cellulaires, s’est accumulé dans l’atmosphère au précambrien sup vers 2,2 milliards d’années. L’ozone fait son apparition permettant le développement d’une vie sur la terre.

Les stromatolithes sont des structures carbonatées en feuillets empilés formés de particules sédimentaires piégées dans des tapis ou voiles algaires gélatineux.

A Plan de Phasy (05), dans l’eau courante, on peut observer des tapis gélatineux verts formés de cyanobactéries qui contribuent à l’édification de lamines stromatolithiques ph 1-2-3.

A Gandaillat (63-Clermont-Ferrand) dans les calcaires oligocènes bitumineux-ph 4, On peut voir tout un ensemble de stromatolithes-ph5 constituant de petites colonnes-ph6.

Une colonne est composée d’une mince couche superficielle vivante gélatineuse (tapis algaire) recouvrant des particules minérales piégées par ce tapis-ph 7.

Celui-ci est formé de filaments bactériens retenant efficacement les particules sédimentaires qui sont cimentées par précipitation du carbonate de calcium lors de l’activité photosynthétique.

Se reproduisant rapidement, un nouveau voile se reconstitue à la limite eau-sédiment, piège de nouvelles particules, une autre voile se reconstitue à nouveau au dessus etc…une colonne stromatolithique est née, pouvant croître d’un millimètre par an environ.

La superposition des lamines constitue la structure du stromatolithe-ph 8.

Le calcaire de Vitrolles (13), au niveau du plateau du Cengle, au pied de la Sainte Victoire, montre de majestueuses colonnes de plusieurs mètres de haut dont on reconnait bien les sommets occupés par les derniers voiles algaires au début du paléocène-ph 9.

Dans la carrière de Barrachin (05-St Crépin) on peut observer des lits de calcaires sombres (vases, micrites) alternant avec des lits de calcaires clairs, construits par des stromatolithes et ultérieurement dolomitisés –ph 10.

Ces stromatolithes sont bien visibles par l’alternance des lamines claires et sombres qui témoignent de l’activité rythmique photosynthétique des cyanobactéries –ph 11.

Des fragments de voiles algaires (chips ou frites) discontinus parfois redressés, emballés dans la micrite grise se sont formés lors de périodes d’assèchement. Lors de la remise en eau, ces croûtes séchées et fragmentées ont été dispersées dans la vase ultérieurement consolidée en micrite –ph 12.

Voici l’ animation qui décrit le phénomène ph 13.

Non loin de Peynier (13) dans les calcaires marneux du crétacé sup (campanien-fuvélien), la précipitation du carbonate de calcium en lamines claires et sombres est synchrone de l’activité synthétique de colonies bactériennes tapissant le fond (voiles algaires) ou encroûtant des débris (oncolites) –ph 14 et 15.

A Mas Rouge (13-Alpilles), au-dessus de l’ancienne mine de bauxite –ph 16, les calcaires du rognacien (maastrichtien) renferment de nombreux oncolites (pisolites = terme descriptif) de toutes tailles. On y voit bien les lamines concentriques autour d’un nucleus dont la nature est souvent reconnaissable (gravier, fragment de coquille…) –ph 17 et 18.

plaques tectoniques: histoire de plaques.

La terre s’est formée par accrétion il y a environ 4600MA.

Elle est constituée de plaques tectoniques ou lithosphériques qui peuvent s’écarter, s’affronter ou coulisser les unes par rapport aux autres.

A l’Archéen (4000MA à 2500MA) la terre produisait 2 à 4 fois plus de chaleur, évacuée par convection au niveau de rides océaniques. Il y avait de nombreuses rides et de nombreuses petites plaques hexagonales qui dérivaient très peu, lieux de formation des premières croûtes continentales.

Il semble que la mobilité lithosphérique a commencé lorsque la croissance continentale est devenue stationnaire : la superficie des masses continentales est constante depuis 1800 à 2000 MA (Icartien)

Les zones d’écartement des plaques sont les rifts océaniques où se crée la croûte océanique basaltique.

Les zones d’affrontement sont les zones de subduction et les zones de collision. Les continents, ayant une densité plus faible que le reste de la lithosphère, sont insubmersibles : ils se déplacent en permanence tantôt en se réunissant pour former un supercontinent tantôt en se fragmentant : c’est le cycle de Wilson qui peut durer de 300 à 500MA.

Le dernier supercontinent est la Pangée. Achevé au carbonifère, il se fractionne depuis le début du trias pour donner les plaques actuelles.

Certains auteurs situent le premier petit supercontinent aux alentours de 3000MA. Ce serait Vaalbara constitué de deux cratons (Kaapvaal et Pilbara).

Le suivant entre 2700 et 2100Ma serait Kenorland pour certains, mais plutôt Arctica puis Atlantica pour d’autres.

Viendrait ensuite de 1800 à 1500MA Columbia encore appelé Nuna (ensemble de 3 super continents), ph1 Suivi de Rodinia entre 1150 et 750MA (première Pangée = terre unique). ph2

L’avant dernier de 750 à 500MA, Pannotia formé d’un supercontinent Gondwana et de 3 plus petits : Baltica, Siberia et Laurentia. -ph3

Enfin la Pangée de 420 à 300MA.-ph4

Dans le futur, peut être dans 100 ou 200MA, une future Pangée : l’Amasie. -ph5

C’est lors des collisions entre les masses continentales que se forment les chaînes de montagnes :

-Chaîne Icartienne qui aurait pu constituer un supercontinent d’Atlantica ou de Columbia.

-Chaîne Pentévrienne qui aurait achevé le supercontinent Rodinia

-Chaîne Panafricaine et Cadomienne (sa partie européenne), aurait parachevé Pannotia.

-Chaîne Calédonienne qui réunit les continents Laurentia et Baltica en un seul : la Laurussia.-ph6

-La chaîne Varisque (Hercynienne et Mauritanides) va enfin réunir la Laurussia et le Gondwana pour former la Pangée. -ph7-8.

Pour compléter ces informations, voici quelques sites intéressants :

Si un lien ne répond pas, copiez l’adresse et collez la dans votre moteur de recherche .google ou autre.

https://www.youtube.com/watch?v=UwWWuttntio superbe animation !

http://www.vinsvignesvignerons.com/Geologie/Geologie-de-la-France/Une-breve-histoire-de-la-planete-terre

PALEOMAP Project : www.scotese.com/

http://www.dinosoria.com/formation-continent.html

https://www.notre-planete.info/actualites/4575-formation-supercontinents-pangee-Terre

http://www.simplegeo.ca/2012/01/la-pangee-netait-pas-unique-les.html

http://www.pourlascience.fr/ewb_pages/a/actu-comment-sont-apparus-les-premiers-continentsa-33042.php

lithothèque du limousin : http://pedagogie.ac-limoges.fr/svt/accueil/html/litho/index.htm

Centre Briançonnais de Géologie alpine https://www.cbga.net/

la doline de St Donat à Montfort (04).

Au cours de nos sorties nous avons vu des formes particulières qui affectent les roches calcaires soumises à l’érosion karstique.

—-des lapiaz, rigoles qui suivent la ligne de plus grande pente ; elles sont formées par la dissolution du calcaire en présence de CO2 apporté par les êtres vivants du sol qui est au-dessus, ou par les mousses et les lichens, ou encore les voiles bactériens qui recouvrent les roches, lorsqu’il n’y a pas de sol. –ph1.

—-des poljés, dépressions fermées à fond plat ou presque. Une rivière peut le parcourir et disparaître dans une perte (embut) pour ressurgir plus bas, plus loin, sous forme de résurgence.                                                                                                                                                              Par exemple le poljé de Caussols (06). La rivière qui coule lorsqu’il pleut beaucoup disparait dans la perte et s’infiltre sur plus de 500m de profondeur jusqu’à atteindre une nappe phréatique profonde qui alimente la source de Bramafan dans la vallée du Loup. –ph2-3.                                                                                                                                                              Toujours dans le poljé de Caussols, l’aven de Pissareou correspond à une ancienne perte (embut) aujourd’hui bouchée. –ph4-5.

Gréolières les neiges (06), station de ski au pied du Cheiron, occupe le fond d’un poljé, on peut voir en bout de station la perte qui fait disparaître les eaux du ruisseau après de fortes pluies. –ph6.

—-des dolines, dépressions fermées circulaires ou elliptiques de dimensions modestes, peu profondes, formées par dissolution du calcaire et au fond tapissé d’argile résiduelle. En voici deux, vues sur le plateau de Calern (06) –ph7-8.

—-des dolines d’effondrement, formées par affaissement du toit d’une cavité souterraine comme le grand Laoucien à la Roquebrussanne (83) –ph9.

A Montfort, dans les alpes de haute Provence, il y a une doline bien particulière : la doline de Saint Donat. Vers l’an 500, l’évêque de Sisteron fit appel à Saint Donat d’Orléans pour évangéliser le pays de Lure. Il aurait vécu dans cette doline, dans un petit couvent dont on n’a retrouvé aucune trace, et y aurait été enterré.

En hommage à Saint Donat, on a construit au début du onzième siècle la chapelle romane de St Donat le bas qui fut une église appartenant aux bénédictins jusqu’à la révolution. –ph10 à 13. Après 1789, elle devint une grange. Classée monument historique en 1959, elle commença à être réhabilitée en 1965.

Face à la chapelle St Donat le bas, en regardant au-dessus du ruisseau le Mardaric, la colline présente un replat et une touffe de chênes serrés et hauts est visible sur la gauche du replat : c’est l’emplacement de la doline –ph 14.

Un bon quart d’heure est nécessaire pour l’atteindre. Elle passe inaperçu si l’on n’y prend pas garde ; un trou de 30m de diamètre environ et d’une dizaine de mètres de profondeur dont seules les houpes des grands arbres dépassent, s’ouvre sur la gauche du sentier. –ph15-16-17.

C’est une doline d’effondrement. Les parois verticales sont en grès à glauconie de l’albien, mais c’est une cavité, dans les calcaires bédouliens en-dessous, qui aurait vu sa voûte s’effondrer entraînant tout ce qui est au-dessus. –ph18-19.

A l’intérieur de cette doline, une surprise nous attend, et non des moindres ! Une vaste chapelle en ruine, occupe sa partie Ouest ; c’est la chapelle de St Donat le haut, construite peu après la chapelle de St Donat le bas.

C’est une église romane « souterraine » puisqu’on ne la voit pas de la surface. La nef de 16m sur 4m environ, a son mur Ouest, incomplet aujourd’hui, accolé à la paroi verticale de la doline –ph20-21-22.

Son mur Est de 7m de haut environ porte encore l’amorce d’une partie de la voûte qui a fini de s’effondrer lors des fouilles. Au bas du mur, une ouverture étroite et basse devait conduite au clocher. Trois absides en demi cercle de 3m de diamètre se suivent jusqu’au mur Nord. Elles sont bizarrement bien conservées –ph23 à27.

A l’extérieur du mur Est, la tour du clocher en partie ruinée porte encore, en lauzes et encastrées, quelques marches de l’escalier en colimaçon. Escalier bien étroit ! –ph28-29.

Le mur Nord de la nef s’arrête à 4m de haut. La paroi de la doline, en surplomb, devait le terminer. Au bas du mur, 2 orifices : celui de droite est le point de sortie des eaux qui descendent dans la doline : c’est une perte. Celui de gauche pourrait bien être le tombeau de St Donat, mais on n’a rien trouvé : aucun ossement, aucun objet. -ph30 à32.

L’abbé Andrieu, dans les années 1880-1890 a fouillé le lieu. Il a fait creuser un tunnel de 11m, a installé des rails pour jeter, à l’aide d’un wagonnet, les décombres issus de la fouille, dans le lit du torrent le Mardaric, tout près de la chapelle de St Donat le bas. Pratiquerait-on ainsi aujourd’hui ! –ph33 à35.

A l’extérieur de la chapelle on peut voir un vestige de construction annexe –ph36.

Voici donc ce que recèle cette doline de Montfort et qui en fait probablement un site unique en France et peut-être dans le monde.

slump:

Un slump résulte du glissement gravitaire d’un sédiment pas encore complètement transformé en roche, sur une distance assez courte ; de ce fait, il n’est pas disloqué et présente des segments de strates très déformés enchevêtrés. La cause est due à une déstabilisation des sédiments dans un bassin en voie d’extension, déstabilisation causée le plus souvent par le jeu d’une faille normale lors d’un séisme.

Quelques photos de slumps vus au cours de nos sorties.

Ph1. Cassis, pointe Corton, côté plage de l’arène (13). Slump dans les calcaires marneux, cénomanien du bassin sud provençal.

Ph2. Autre slump au même endroit.

Ph3.Baronnies (05), D994 entre Montclus et l’Epine (synclinal de Rosans). Slump dans les calcaires barrémiens du bassin vocontien.

Ph4. Montagne d’Aujour. Face à la ferme du FaÏ (commune Le Saix-05) slumps dans le kimméridgien du bassin vocontien, juste sous la falaise tithonienne.

Ph5.en montant par la piste sur la crête du Chalmel (05-près de Vitrolles et Barcillonnette) très beaux slumps dans les marno-calcaires hauteriviens du bassin vocontien.

Ph6. Crête du Chalmel, côté sud. Plusieurs zones de slumps (4) marquent les instabilités liées à l’ouverture du bassin vocontien à l’hauterivien.

Objets formés par pression-dissolution

Au cours de nos sorties, nous avons vu des objets formés par le phénomène de pression-dissolution.                                                                                                                                                               Ce phénomène se déroule soit au cours de la diagénèse, soit au cours d’une phase tectonique.                                                                                                                                                    Pendant la diagénèse :

–la compaction physique due à l’enfouissement fait diminuer la porosité du sédiment, provoque sa déshydratation et son durcissement.

–la compaction chimique, avec pour mécanisme la pression-dissolution aux points de contact entre les grains (ou éléments), prend le relai. La porosité décroît encore.

— la circulation des eaux dissout des minéraux puis les re-précipite plus loin  entre les grains, ce qui les cimente. Ainsi, le sédiment enfoui est peu à peu lithifié et devient une roche.

Exemples vus :

1-Galets impressionnés. –ph1-2-3-4.

Les galets présents dans les conglomérats du plateau de Valensole ou des rochers des Mées, sont généralement bien arrondis. Certains portent des figures en creux causées par dissolution sous l’effet de pressions exercées par les galets adjacents (galets impressionnés).                                                                                                                                                  Dans les années 70, un sondage a révélé une grande épaisseur de ce poudingue dans le bassin de Valensole qui est en fait le bassin flexural actuel, situé en avant de la nappe de Digne. Il est presque comblé par les produits issus de l‘érosion des Alpes et amenés par les différents cours d’eau (Durance, Bléone, Asse…). Cette grande épaisseur de sédiments (galets) est la principale cause de leur mise en compression. Le jeu actuel en décrochement senestre à composante inverse de la faille de la moyenne Durance, peut jouer également un rôle dans la mise en compression  des galets, au moins à proximité de la faille.

2-stylolithes formés au cours de la diagénèse.

—-ils sont parallèles à la stratification –ph 5, pli de Mirabeau.

—le joint stylolithique est une surface hérissée de pics orientés selon les forces de compaction mises en jeu pendant la diagénèse – ph 6, massif du Concors, ph7 fossé de Quinson.

—lorsqu’un fossile se trouve engagé dans un joint stylolithique, la partie manquante du fossile peut nous permettre d’estimer la quantité de calcaire dissout –ph8 Marseilleveyre, Callelongue.

—parfois, une portion de la couche au-dessus du joint stylolithique est enlevée ; on voit alors dans la partie inférieure restée en place, une surface structurale avec les pics en relief qui finissent par s’émousser avec le temps – ph9, massif d’Allauch, ph10 et 11 massif d’Allauch, Garlaban.

3-stylolithes formés au cours d’une phase tectonique.

Ils sont le plus souvent sécants à la stratification, les pics allongés selon la direction des forces mises en jeu au cours de la phase tectonique –ph12,13,14, zone sous pyrénéenne, plissée par le chevauchement de la zone nord pyrénéenne, sous le château cathare de Peyrepertuse.

                                                              St Paul lez Durance

——le village de St Paul les Durance est situé en rive gauche de la Durance, et au nord du pli de Mirabeau-Vautubière.

Le pli de Mirabeau est un anticlinal déversé vers le nord (pli en genou), érodé ; il ne reste en relief que le jurassique supérieur. il a perdu environ 1500m de hauteur

Au flanc nord du pli, les couches érodées du crétacé inférieur sont verticales puis s’inclinent  au niveau du rocher de St Eucher et de St Paul.   Ph1-2-3.

——le village se trouve non loin de la FMD, qui est en réalité un couloir faillé. Ph1.

Les sources, exutoires du massif de Vautubière, sont situées le long de ces failles satellites de la FMD. Dans le lit majeur de l’Abeou qui prend sa source à la Verdière (var).

Le village est bâti au-dessus des calcaires du crétacé inférieur  (n3)  qu’on ne voit pas car recouverts par des formations quaternaires glaciaires.

Au niveau de la future aire de camping cars il y a un poudingue , daté de la deuxième glaciation, la plus importante (riss- 250 000ans). Ce poudingue est constitué de galets calcaires locaux amenés en bord de Durance par les petits cours d’eau aujourd’hui à sec et situés dans l’enceinte de Cadarache.  Ph4.

Une glaciation, en aval des glaciers, est caractérisée par le dépôt de deux formations :

—–1.terrasse composée de galets formant une roche appelée poudingue.

Elle se forme lorsqu’il y a peu d’eau relâchée par le glacier ; le cours d’eau divague dans ses alluvions, le lit mineur seulement est occupé par le cours d’eau. La terrasse sera mise en relief lors de la période interglaciaire pendant laquelle  la vallée va se creuser.

——2. Les vents polaires qui passent sur les moraines emportent des poussières qui vont se déposer en aval dans la vallée et constituer une couche de loess, terrain fertile.  Ph5-6.  Voici les deux formations superposées à l’entrée de la Brillanne (04). Ph7.

——ici, la Durance ayant eu de nombreuses et fortes crues, a tout emporté ; il n’y a plus de galets, il reste simplement la surface d’érosion sur laquelle on a bâti, sans fondations,  la chapelle Ste Madeleine.   Ph 8-9.

Le loess, piégé entre les couches verticales du pli de Mirabeau est visible entre deux couches, mais aussi à  l’entrée de St Paul.  Ph10-11-12.

En période interglaciaire, les sols gelés, cryosols, permafrost, dégèlent ; l’eau ruisselle alors, des sources voient le jour et il se forme des travertins avec l’eau qui pétrifie les végétaux, les cadavres d’animaux, les coquilles…. Ph 13.

St Paul est bâti sur des travertins de l’interglaciaire riss-würm, situés sur les poudingues (glaciaires) du riss (aire de camping car). . ph14-15.

Il  y a aujourd’hui 2 sorties d’eau à travers ces travertins : l’Abéou et une exsurgence située non loin du stade ; un bassin agrémente cette sortie d’eau. ph 15-17-18.

Le calcaire se dissout en présence d’eau et de gaz carbonique  selon la réaction indiquée  ph19 -(sens1).

L’eau est amenée par la pluie. Le gaz carbonique par la respiration des êtres vivants (animaux, végétaux, micro-organismes).

La réaction peut se faire dans l’autre sens (ph19-sens2) ; le bicarbonate de calcium perdant du gaz carbonique redevient du calcaire insoluble.

Il y a des conditions à respecter :

Sens 1 si la pression augmente (donc en profondeur) ou si la température est basse (donc en surface), c’est-à-dire que le calcaire se dissout mieux en profondeur ou si l’eau est plutôt fraîche. La pression peut augmenter également par choc (cascade).

Des cavités se forment au passage de l’eau  de pluie ou de rivières souterraines (grottes, avens…) ;

Les corps dissous (ions) sont entourés par des molécules d’eau qui les empêchent de se reformer et les transportent plus loin (ph20 et21).

Des cristallisations apparaissent (stalactites, stalagmites, draperies…) lorsque les conditions s’inversent (sens 2) ou lorsque la photosynthèse intervient  (fontaines pétrifiantes, travertins). Les molécules d’eau sont déstabilisées et libèrent les ions transportés.

Un autre facteur intervient également. La présence de gypse favorise la précipitation de calcaire par échange de l’ion sulfate contre l’ion bicarbonate.

D’où pourrait provenir ce gypse ?

Des sources qui s’échappent du massif karstique de Vautubière par des failles qui font parti des failles de la Durance. Ces failles atteignent le socle, donc le gypse du trias, pas très profond dans ce secteur (maximum 2 km). –ph21bis.

Une analyse des eaux des sources des Laurons et de Font Reynaude devrait indiquer s’il y a présence de sulfates (gypse) en quantité anormale.

———-la cascade de l’Abéou nous montre comment se construisent les formations de travertin.  Ph 22.

++Les eaux qui proviennent de l’Abéou et surtout des sources issues des failles satellites de celle de la moyenne Durance, sont plutôt fraîches et, en chutant, la pression augmente. La réaction chimique s’enclenche dans le sens 1 : le calcaire se dissout au passage de l’eau ; des conduits et des cavités de forment.

++Quand l’eau coule moins vite, avec un faible débit, voire très faible, le calcaire précipite (sens 2 de la réaction) sous l’action de la température un peu plus élevée mais surtout de la photosynthèse des végétaux et micro-algues et la présence de gypse peut amplifier le phénomène. Des auvents progradants pétrifiant végétaux, débris divers, algues,mousses….se forment et les cuvettes creusées se tapissent de cristaux de calcite.

Des stalactites, stalagmites, concrétions diverses grandissent, là où passe l’eau  lentement.  Ph23-24-25.

On voit donc que ces travertins ont des parties creuses qui peuvent former des grottes au fil du temps, de la progradation des auvents et de la divagation des eaux souterraines. Ph26-27.

C’est ainsi que se sont formées les grottes au sein des travertins qui sont sous le village des St Paul Lez Durance.

résultats d’une analyse:   Les eaux sont bicarbonatées calciques, magnésiennes, parfois sulfatées.

photos complémentaires- ph30-31.

ajout: la cascade en eau, septembre 2023.

                    Les grandes lignes de L’histoire provençale en résumé

 La Provence a  une histoire complexe car elle a été le siège de tectoniques superposées.

1-Le massif des Maures est un lambeau de la chaîne varisque qui a réuni les deux grandes plaques Nord et sud pour en faire une seule : la Pangée.-ph1.

2-La Pangée, qui, dès le début du secondaire, commence à se morceler en commençant par l’océan atlantique central et sa dépendance, l’océan  alpin. Il y a alors, au Nord, la plaque eurasienne, et au sud, la plaque Gondwana (africaine). La Provence se trouve sur la bordure Sud de la plaque eurasienne (européenne, ici).-ph2.

3-Du Trias au Jurassique moyen, ce morcellement se manifeste par un rifting avec failles normales, blocs basculés, diapirs sur la marge Sud européenne où se trouve la Provence. La sédimentation est épaisse.

Du Jurassique moyen au Crétacé inférieur, il y a océaniqation avec sédimentation importante. L’océan alpin naît au Nord de la Provence, tandis que la Téthys se trouve au Sud avec la plaque africaine.

4-A la fin du Crétacé moyen (Barrémien-aptien), une grande plateforme carbonatée à rudistes s’installe de la basse Provence au Jura, en passant par la basse Ardèche et le Vercors.-ph3.

5-A l’Albien-Cénomanien, une partie de la Provence émerge : c’est le bombement provençal ou durancien.-ph4.

Ce bombement est l’épaulement du rift pyrénéen au Sud. La plaque ibérique s’éloigne de la Bretagne en un mouvement antihoraire et décrochement sénestre. Ce bombement durancien est séparé, au Nord, par des failles normales du bassin Vocontien, dépendance de l’océan alpin. –ph5.

6-Du Campanien à la fin Eocène (40MA), formation de la chaîne Pyrénéo-Provençale.la plaque ibérique remonte vers le Nord, poussée par la plaque africaine qui subducte sous la plaque européenne : la chaîne pyrénéenne voit le jour.

En Provence, cette subduction de la plaque africaine entraine, par déstabilisation du manteau supérieur, un bombement qui étire et casse la croûte continentale ; les sédiments glissent vers le Nord, d’un panneau vers le suivant : les chevauchements provençaux se mettent en place.-ph6 et 7.

7-Oligomiocène ; rifting Liguro-Provençal suivi de la dérive de la micro plaque Corso-Sarde : L’océan liguro-provençal est né. Il n’est pas très grand- 200km² de croûte océanique.-ph8.

8-Du Burdigalien à aujourd’hui, réactivation alpine, les massifs les plus proches des Alpes (Luberon, Alpilles, Costes, Trevaresse…) chevauchent vers le Sud. –ph9(en rouge et bleu).

Voici un récapitulatif des plus beaux  objets résultant du refroidissement d’un magma, vus au cours de nos sorties.

1-dans le massif des Maures.

———carrière de Reverdit.

Pendant l’exhumation et le désépaississement de la chaîne (330-290MA). –ph1. Des injections mantelliques chauffent la croûte continentale inférieure dont la densité décroît ; elle remonte donc et un métamorphisme BP-HT va donner des migmatites et des granites d’anatexie qui forment des plutons migrant vers le haut à la faveur des failles décrochantes.

Les migmatites affleurent à gauche de la carrière et sous les cumulats, à droite. –ph2-3. Elles proviennent de la fusion partielle de gneiss de la croûte continentale, donc d’orthogneiss âgés de 304-305MA. –ph4.

Au milieu, affleure la tonalite exploitée pour des enrochements –ph2-3. C’est une roche grenue formée de quartz, Fplagio, biotite, hornblende, donc une diorite quartzique –ph5- elle constitue un pluton qui s’est insinué dans les migmatites contre la faille décrochante de Grimaud ; elle provient du refroidissement d’un magma formé par fusion partielle du manteau supérieur enrichi en eau et contaminé par la croûte continentale lors de sa mise en place  vers 301MA.

A droite affleure le granite du Plan de la Tour –ph2- roche claire et  grenue constituée de quartz, FK orthose, mica noir biotite et mica blanc muscovite. Il s’est mis en place vers 301MA donc postérieur à la tonalite et à la migmatite  qu’il recoupe avec ses nombreux filons d’aplite et de pegmatite.

Les cumulats recoupent les migmatites sur la droite. –ph2- Ils forment une roche claire riche en enclaves de basalte et en gros cristaux tabulaires d’orthose souvent maclée (macle de Carlsbad) –ph6-7-l’orientation des feldspaths est due à l’écoulement du magma. –ph8.

Enfin des filons de dolérite recoupent toutes les roches, ils sont datés du début  permien –ph2.

————quelques centaines de mètres à l’Est de Tahiti plage, près de St Tropez, au niveau de la mer, immergé à marée haute.

Dans les migmatites de St Tropez, on peut voir deux filons de granite tardi hercynien –ph9-10- un plus large que l’autre. A y regarder de plus près, un filon de basalte s’insinue dans chaque filon de granite. Le granite ne devait pas être bien refroidi et le basalte beaucoup plus chaud a subi une trempe, s’est figé, a formé des boules qui se sont détachées et baignent dans le granite. Avec un débit plus important, il aurait pu se former des  coussins (pillows), car c’est le même phénomène qui se produit dans les océans lorsque les basaltes émis à 1200°C rencontrent l’eau de la mer qui est à 4°C seulement (coussins ou boules si le débit est peu important) –ph11-12.

Les deux magmas devaient être contemporains, tardi-hercynien pour le granite et permien précoce pour le basalte (basalte du massif de l’Estérel).

2- dans les pyrénées Orientales, les Albas, massif d’Agly, –ph13.

Dans la ZNP (zone nord Pyrénéenne), aux Albas, affleurement de granite d’Ansignan, daté de 315 MA. C’est un granite porphyroïde riche en biotite, en intrusion dans la roche encaissante protérozoïque (gneiss de Caramany). Ce granite d’Ansignan est une roche particulière car elle est la seule à avoir cristallisé dans le faciès granulite, à T ≥ 800°C. A cette température, la biotite est remplacée par du pyroxène (opx-hyperstène) anhydre. On a donc une roche sombre, qui contient FK-orthose en gros cristaux, Fplagio-andésine, quartz, biotite, hyperstène (opx) et grenat. On appelle cette roche une charnockite –ph 14-15.

Les gros cristaux d’orthose ont des biotites et des Fplagio en inclusions –ph16.

L’affleurement montre également un mélange  partiel de deux magmas : la charnockite (granite d’Ansignan) qui s’intercale dans les gneiss clairs et les granites blancs à grenats –ph17; ces deux magmas ayant intrudé l’encaissant (granite de Caramany). Pas de  mélange  quand les deux roches sont séparées –ph18, mélange imparfait visible quand les deux roches sont en contact  –ph19. Des figures d’écoulement avec des minéraux orientés indiquent que les magmas sont liquides, l’écoulement est simultané et parallèle pour les deux magmas. –ph20-21.

3- en Bretagne.  ….

————le pluton de fort la Latte, cadomien.

On est dans l’unité de St Brieuc, bassin intra-arc ayant deux formations volcano-sédimentaires : la formation d’Erquy et la formation de Binic. Le tout est déformé entre 580 et 575MA. Pendant cette déformation, des plutons de diorite, âgés aussi de 575MA, s’insinuent à travers les formations volcano-sédimentaires. Ainsi le pluton de fort la Latte dont la foliation est très redressée –ph22-23. La diorite constituée de quartz, F plagio, biotite et amphibole contient de nombreuses enclaves d’amphibolite. A y regarder de plus près, des feldspaths qui appartiennent à la diorite sont dans les enclaves d’amphibolite. On est en présence de deux magmas qui se sont mélangés ; des cristaux ont migré d’un magma à l’autre –ph24-25.

————–plages de St Jean du Doigt et de Trégastel.

Chambre magmatique de presque 10km qui a donné du gabbro en refroidissant.

++++St Jean du doigt, partie droite de la plage : -ph26-27-28- le gabbro, foncé présente aujourd’hui, une altération en boules. C’est un gabbro hercynien. On  constate qu’il est injecté par un magma plus différencié, une diorite. Sous la pression exercée par la mise en place de la diorite, des blocs de gabbros sont tombés dans le magma dioritique. Ils devaient être bien refroidis, et la chaleur du magma dioritique (800°C environ) insuffisante pour les faire fondre. Ils sont en effet très anguleux.

++++St jean du doigt, partie gauche de la plage : -ph29-30-31- les morceaux de gabbro ont des contours arrondis. Ils ont commencé à se ramollir avant, peut-être, de se mélanger davantage.

Il est possible que la partie droite de la plage ait été sur le bord refroidi de la chambre magmatique du gabbro, et que la partie gauche de la plage, un peu plus à l’intérieur de la chambre, donc dans un lieu plus chaud, moins refroidi.

++++Trégastel, partie droite de la plage. –ph32 à 35- on voit très bien sur l’estran, à marée basse, un gabbro à grands cristaux de feldspaths blancs (type labrador) et d’amphibole verte. Certains cristaux d’amphibole mesurent 15 cm et plus : c’est une pegmatite de gabbro ou pegmatitoïde (comme au volcan de Beaulieu (13-BdR) Il ne s’agit pas des derniers jus issus de la cristallisation fractionnée car ils seraient plus différenciés, c’est un fluide pegmatitique qui a cristallisé. Il était peut être riche en eau, ce qui l’a refroidi plus rapidement. On se situe presque au toit de la chambre magmatique.

++++granite de Ploumanac’h, dans la baie de Ste Anne. –ph36.

On peut parcourir la baie à marée basse pour y voir une partie du pluton de granite rose hercynien, 290MA, ainsi qu’un petit pluton de gabbro. –ph37-38.

Le granite contient des enclaves de gabbro à grains fins pour un gabbro ; de plus, les enclaves ont des formes arrondies. Les deux magmas qui ont formé ces plutons doivent être contemporains, ils étaient liquides en même temps. Lorsque le magma basaltique s’est déversé dans le magma granitique beaucoup moins chaud (autour de 800°C seulement), il a dû se figer, se vitrifier, bloquant ainsi la croissance des cristaux de feldspaths et pyroxènes et prendre des formes arrondies. –ph39 à 42.

On peut constater, pour étayer cette idée, qu’il y a des cristaux appartenant au granite dans le gabbro, surtout tout près du granite. Ces cristaux sont des orthoses (FK) avec pour certains des macles de Carlsbad –ph 43-44. Les orthoses présentent une bordure blanchâtre constituée d’albite ; les cristaux déjà formés d’orthose ont continué de grandir dans le magma basaltique avec le F.Plagio qui a la composition chimique la plus proche : l’albite. Cette structure particulière est appelée texture Rapakivi. –ph45 à48.

On peut voir également des quartz agglomérés, ce qui est tout à fait anormal. Ces quartz sont entourés d’une couronne constituée de pyroxènes, biotites, amphiboles, autre preuve de la réaction entre le magma basaltique et le quartz provenant du magma granitique. –ph49 à51.

La ph52 montre les deux cristaux (orthose rapakivi et quartz coronitique) dans le gabbro.

Clé de détermination des roches les plus courantes

Glossaire :

—quartz : silice, grains gris plus ou moins transparents qui ressemblent à du verre cassé (bris de glace).

—feldspath : se présente en grains blancs ou gris ou roses, assez trapus, parfois craquelés.

—mica : il y en a 2 sortes principales.

++plaquettes blanches,brillantes, fines ——-mica muscovite.

++grains noirs—————mica biotite.

—roche bulleuse : roche qui présente de nombreux trous.

—aspect schisteux : la roche est formée de sortes de plaquettes plus ou moins épaisses, parfois même très fines

—aspect lité : les minéraux qui constituent la roche sont alignés en lits (couches) parallèles, de différentes couleurs.

Matériel :

Loupe, acide chlorhydrique dilué, fer du marteau et lame de verre ou bouteille pour tester la dureté et les 3 tableaux qui suivent à imprimer et voir avec soi.

                                            Tableau introductif

——-la roche est homogène, formée d’un seul élément.

+++sur le terrain la roche est stratifiée et/ou fossilifère.——voir tableau 1

+++pas de stratification, ni de fossiles.

***la région est volcanique avec des roches denses, noirâtres,

brillantes, à cassure courbe ou roches grises légères, très poreuses

.                                                                                             ————voir tableau 2

***la région n’est pas volcanique, la roche ne présente aucun de ces caractères————voir tableau 1.

——la roche est hétérogène, formée de plusieurs éléments différents.

+++la roche est formée de galets ou de cailloux plus ou moins anguleux voire pointus, non  cristallins, unis par une sorte de ciment.———–voir tableau 1.

+++la roche est formée de cristaux (au moins en partie)——voir tableau2

                    Tableau 1 – Roches sédimentaires.

—-la roche a un aspect hétérogène avec cailloux et ciment.

+++les cailloux sont arrondis (galets) ———–Poudingue

+++les cailloux sont anguleux—————-Brèche

—-la roche a un aspect homogène.

+++elle fait effervescence à l’acide

****elle est rayée par l’ongle

-+-+elle happe la langue ————-Marne

-+-+la roche est blanche, poreuse, ne présente pas les caractères

précédents —————–Craie

****dureté moyenne (raye à peine le verre).

-+-+roche non cristalline —————-Calcaire

-+-+roche cristalline ——————Marbre

+++elle ne fait pas effervescence à l’acide.

****la roche est très dure, siliceuse, elle raye le fer du marteau.

-+-+elle est formée de petits grains libres——Sable

-+-+elle est formée de petits grains soudés, unis par un

Ciment———————-Grès

-+-+elle est formée de gros rognons brunâtres le plus

Souvent—————Silex

-+-+la roche ne présente pas ces caractères

—————-autre roche siliceuse

****la roche est tendre, rayée par l’ongle

-+-+non cristallisée, happe le langue——-Argile

-+-+cristallisée, plus ou moins soluble dans l’eau

*+*+*cristaux beiges ———–Gypse

*+*+*cristaux blancs, goût salé———Sel

****la roche des de dureté moyenne.

-+-+aspect feuilleté. Une marne compressée prend un débit en

fines plaquettes____________Marne schistosée

-+-+en particulier, roche noire———-Ardoise-schiste ardoisier

premier stade du métamorphisme d’une roche sédimentaire.

Tableau 2- Roches non sédimentaires, non stratifiées, non fossilifères. Roches métamorphiques et volcaniques.

—la roche  est homogène, non cristalline.

+++roche noire ou vert foncé, assez lourde, cassure courbe, aspect vitreux,

ressemble  à un cul de bouteille   ————–Obsidienne

+++roche grisâtre, marron, noire, légère, bulleuse.

****flotte————–Ponce

****coule

-+-+taille supérieure à 6 cm ———–Scorie

-+-+ taille inférieure à 6 cm ———–Lapilli

—-la roche est hétérogène au moins en partie.

+++la roche a un aspect schisteux ou non, mais elle est formée de cristaux disposés

en lits parallèles.

****les cristaux de quartz alternent avec des cristaux de micas, souvent ils

sont très petits et on ne reconnait que l’aspect soyeux, luisant, des micas

——————-Schiste

****la roche est schisteuse et contient des cristaux de quartz et de micas qui

peuvent déformer la schistosité————–Micaschiste

****la roche n’est pas schisteuse, elle est formée de lits de quartz et

feldspaths et de lits de micas—————-Gneiss

+++la roche n’est ni schisteuse, ni litée, elle est entièrement cristallisée.

****présence de quartz, mica et feldspath————–Granite

****pas de quartz, mais mica et feldspath———–Syénite

****pas de quartz, pas de mica, mais du feldspath et des minéraux sombres.

-+-+roche sombre, cristaux blancs, noirs, verts foncé——Diorite

(feldspath, mica noir, amphibole, quartz parfois)

-+-+roche très sombre, cristaux blancs et noirs——Gabbro

(feldspath et pyroxène)

-+-+roche très sombre, minéraux verts et noirs (olivine, pyroxènes)

————Péridotite

+++la roche n’est ni schisteuse, ni litée ; elle est formée de cristaux englobés dans

une matière non cristalline à l’œil ou à la loupe (pâte) : c’est une lave.

****il y a du quartz———–Rhyolite

****pas de quartz, mais il y a mica et feldspath souvent craquelé

———————–Trachyte

-+-+gris très clair———–Trachyte Dômite

-+-+gris foncé et blanc ou rose ———Trachyte Sancyite

****il n’y a ni quartz, ni mica, mais des minéraux sombres et durs.

-+-+roche grise ou verdâtre quelquefois bulleuse

—————Trachyandésite

-+-+roche très sombre, contenant parfois un minéral jaune verdâtre

en grains (olivine)———-Basalte

-+-+roche grisâtre, en dalles plus ou moins épaisses, qui  tintent

———-Phonolite

voici quelques photos de roches: