Le pli de Mirabeau est un pli en genou déversé vers le NE bien visible depuis la rive droite. Il est localisé sur une rampe révélée par sondage.(photo rive gauche).

C’est une montagne à facettes : 2 surfaces d’érosion sont bien visibles du Nord (ph facettes).

C’est un pli vrillé, isolé de Vautubière par la zone du plateau de Bèdes.(ph vue du sud).

La vue de la rive droite au niveau du pont nous révèle un pli fortement érodé. 2 ravins cachent 2 failles verticales qui isolent le cœur oxfordien des flancs tithoniens dont l’un est bien verticalisé au nord.(ph-rive droite).

Un peu plus en amont du pont, cette même rive droite montre l’inclinaison vers le Nord de la surface d’érosion tortonienne suite à une phase tectonique plus récente (pontien)

et la surface d’érosion glaciaire datée du Riss (200 000 ans env), débarrassée de ses sédiments par les crues successives de la Durance, sur laquelle est bâtie la chapelle Ste Madeleine.(ph-pli en amont).

Creusement de la clue de Mirabeau : en rive droite, la surface d’érosion tortonienne est à 520 m d’altitude et en rive gauche à 430m seulement. On peut donc estimer son altitude à 480m au dessus de la Durance soit 250m au dessus de son lit actuel qui est à 230m d’altitude.(ph.vue du sud).

Le fond du canyon messinien (sondage) est 150m plus bas (soit 80m d’altitude). Donc, au messinien, le canyon était profond de 250m + 150m = 400m et même de 450m en tenant compte de l’ablation du tortonien par érosion (le tortonien a environ 50m d’épaisseur). Donc, le canyon messinien était profond de 450m au droit de la clue de Mirabeau.

Combien d’épisodes dans le creusement du canyon ? Pour répondre à cette question, il faut utiliser le sondage de Cadenet.la profondeur du canyon y est de 300m.(ph coupe1).

Donc, en amont, il ne saurait être supérieur à 300m, sinon, il y aurait contre-pente. Il s’ensuit que le canyon du pont de Mirabeau s’est creusé de 150m environ au tortonien et d’environ 300m au messinien.

Donc, 2 étapes dans le creusement du canyon.

Des études récentes (profils électriques) ont montré qu’au niveau d’Oraison (au nord), la profondeur du canyon messinien pourrait être de 430m environ. (ph.coupe2).

Dans ce cas, le fond du canyon aurait une pente nulle. Quand on sait que la Durance est un vrai torrent à pente forte, on peut se poser une question : «est-ce que le sondage du pont de Mirabeau a bien atteint le fond du canyon ?».

Encart 1 :

Au messinien (6MA à 5,3MA), le détroit de Gibraltar se ferme. Le niveau de la méditerranée s’abaisse alors de 2000m environ par évaporation. Les énormes quantités de sel qui se déposent dans certaines zones en témoignent. Les fleuves creusent alors de profonds canyons pour établir leur nouveau profil d’équilibre (ex canyon du Var, du Rhône, de la Durance). Au début du pliocène le détroit s’ouvre et la méditerranée se remplit à nouveau, envahit les vallées formant des rias. La ria du Rhône remonte jusqu’à Lyon, la ria de la Durance probablement jusque vers Digne.

Encart 2:

échelle stratigraphique. (ph-légende carte de Pertuis).

Suite à une sortie dans le Cantal, avant la création de mon site, voici l’histoire du stratovolcan Cantal, le plus grand d’Europe.

+ Sur le socle granito-gneissique, à l’oligocène (-33 à -23Ma) des sédiments lacustres se déposent.ph 1.

+ Début de l’activité volcanique (13 à 9 Ma).

Basaltes infra-cantaliens. Ici, près de Murat, route du Lioran, 2 coulées sont séparées dans le temps puisque un sol a pu se former (paléosol) entre les deux éruptions qui ont donné ces coulées.ph2.

+ Construction du stratovolcan (8,5 à 7Ma).

Mise en place de dômes de trachyte, de rhyolite, laves très visqueuses qui se dégazent difficilement, d’où des nuées pyroclastiques, des écroulements de parties de dômes , des lahars qui dévalent les pentes. Ph3 Pierre Taillade, nuée ponceuse ; ph4 roche-Percée à Fraisse-haut- nuée pyroclastique à gros blocs (brèche), lahars à éléments plus fins au dessus des grottes ; ph5 dôme de trachyte au Lioran.

Le volcan a dû atteindre les 3800m d’altitude.

+ Destruction du volcan (7,4 à 7Ma).

C’est après l’éruption du Mont St Helens aux USA en 1980 qu’on a compris l’histoire du Cantal (P.Nehlig et al).

On a assisté en direct à la destruction d’un flanc du st Helens (ph 6), avec création d’une caldeira d’avalanche.par la suite, des dômes se sont formés, puis détruits plusieurs fois dans la caldeira (ph 7).

C’est ce qui s’est passé pour le Cantal. (ph 8).

Destruction du flanc avec par exemple un dôme de rhyolite arasé par une des avalanches de débris consécutives à cette destruction (ph 9).

Succession d’avalanches de débris au pas de Cère près de Thiézac (ph 10).

+ Intrusions phonolitiques et trachytiques (7 à 6,5MA).

Exemples : Puy Mary – trachyandésite, Puy Griou, roc d’Hozieres dômes phonolitiques (ph 11, 12,13).

+ Derniers épisodes de l’activité volcanique .

basaltes supra-cantaliens (7 à 2MA).

Exemples : les 3 cheminées volcaniques (necks) alignées sur la même faille qui dominent Murat- âge 4,3Ma.(ph 14).

Plomb du Cantal 2,9Ma, une des dernières éruptions.(ph 15).

+++ Animation retraçant l’histoire du Cantal.(ph 16-anim GIF)

Le stratovolcan des monts Dore a une forme de cône surbaissé ; il mesure 35km

du nord au sud et 16km d’est en ouest. Il a émis au cours de son histoire qui s’étale

sur 4 MA, près de 200km3 de produits volcaniques.

On distingue plusieurs phases que notre itinéraire a permis d’appréhender.

+++ de la phase 1 (miocène, -18 à – 3Ma) on a pu voir le culot basaltique sur lequel

est bâti le château de Murol (ph1) et le diatrème de la dent du Marais qui est un

maar érodé dont il ne reste que la cheminée bréchique = diatrème(ph2).

Une bonne partie de ce diatrème a comblé la moitié du lac Chambon au

cours d’un glissement de terrain au Würm récent (-10 000 ans).

(ph3 de quelques blocs isolés).

+++ de -3 à -1,4MA (phase2) de fortes éruptions vidangent la chambre magmatique qui va s’effondrer, formant une grande caldeira. De puissants nuages de ponces (ph4) sont dispersés sur 100km2 et un lac occupe le fond de la caldeira.

Voici une faille bordière de la caldeira (ph5). Le miroir de cette faille est marqué par des escaliers bien visibles qui indiquent un jeu normal de cette faille (ph6).

Les eaux thermales empruntent ces failles pour remonter chauffées à 54°C et chargées de sels minéraux (chlore, bicarbonate, sodium, arsenic) (ph7)

Ce bloc de cinérites constitué de fines couches ou lamines renferme des débris de fossiles végétaux ; c’est un sédiment déposé dans le lac post-caldeira (ph8).

L’éruption n’étant pas terminée, il y a intrusion de dômes de lave visqueuse autour de la caldeira:

+Dôme de rhyolite de la Gacherie 2,5MA, lave très visqueuse qui dégaze mal. On voit un litage, un rubannement dû à la lave se frayant un passage lors d’explosions violentes (ph9).

On peut y trouver une lave particulière, la perlite de rhyolite (ph9bis). Enrichie en eau, la pâte est dévitrifiée en sphérolites à cristallites de tridymite (quartz) et anorthose (feldspath sodique).

+Dôme de phonolite de la carrière Monneron 2,5MA, traversé par une faille bordière de la caldeira injectée de trachyte (ph10).

+Stratovolcan de la Banne d’Ordanche, 2MA, avec son basalte demi deuil (ph11).

+Stratovolcan de l’Aiguiller avec coulée d’ordanchite. Un écroulement de flanc l’a en partie démoli ; Roche Sanadoire ,2,1Ma, et Roche Tuilière 1,85MA, dômes de phonolites en font partie (ph12).

+++ après une période calme de 500 000 ans, une autre phase (n°3) débute au sud.

De 720 000 ans à 580 000 ans naît un stratovolcan dont le toit de la chambre magmatique va, lui aussi, s’effondrer provoquant la formation d’une caldeira plus petite, cachée par les éruptions suivantes.

Outre les nuées de ponces (ph13), on a pu voir le stratovolcan du Sancy 300 à 250 000 ans, dôme de Sancyite, une des sources de la Dordogne -cascade de la Dore (ph14) , le Capucin 790 000 ans et le roc de Cuzeau, dômes de phonolite (ph15).

L’érosion glaciaire a disséqué ce grand stratovolcan.

+++ enfin, entre 15 000 et 7000 ans, un groupe de volcans (phase4) dispersés voit le jour.

Ainsi le volcan du Tartaret (12 à 15 000 ans) au milieu de la vallée de la couze Chambon qui forme un lac à l’arrière du volcan, lac à moitié comblé par un glissement de terrain issu de la dent du Marais (ph16).

Le puy de Montchal avec ses 3 coulées de basalte et le Pavin, maar aujourd’hui plein d’eau, qui a percé une coulée du Montchal il y a 7000 ans. C’est la dernière activité volcanique de cette zone volcanique et du massif central (ph17).

Sous les Monts Dore, il y a 2 réservoirs pour un même magma initial

Un réservoir profond qui donne une série sous saturée :

Basalte, basalte demi deuil, ordanchite, phonolite.

Un réservoir plus superficiel, contaminé par le granite de la croûte qui donne une série saturée :

Basalte, doréite, sancyite, rhyolite.

Ce sont des noms locaux, qui correspondent à basaltes, mugéarites, benmoréites et rhyolites de la lignée alcaline.

3 photos pour résumer ce qu’on a vu.

Les grands traits de l’histoire géologique du massif:

— Du Jurassique supérieur au Crétacé inférieur : sédimentation en milieu marin des

futurs calcaires et marnes constituant l’ossature actuelle du massif des Alpilles.

— A la fin du Crétacé inférieur (Albien) : émersion du domaine correspondant au

bombement durancien. Sur ce continent provençal, soumis à un climat tropical contrasté,

se forme une altérite, la bauxite (Les Fléchons, Mas Rouge…).
— Au Crétacé supérieur : des lacs occupent le futur territoire des Alpilles, des calcaires à

gastéropodes, lamellibranches, pisolites se forment alors. Sous l’influence d’une compression globalement Nord-Sud, les premiers plis des Alpilles se forment et commencent à être érodés.

— A la fin de l’Eocène : dans le Massif des Alpilles, la couverture est plissée : anticlinal de Manville et synclinaux des Baux et de Maussane. Plus au sud, la couverture sédimentaire se décolle, engendrant de grands chevauchements à vergence Nord (témoin : colline de l’Anellier avec la klippe de Mouriès).

— A l’Oligocène, une phase de distension affecte l’ensemble de la région: bassins de Marseille, d’Aix, Forcalquier, couloir rhodanien. Elle prélude à l’ouverture du bassin liguro-provençal.

— Au Miocène, la dérive du massif corso-sarde entraîne la formation de la Méditerranée occidentale. Les dépôts marins discordants signent les transgressions successives (surface d’érosion avec perforations de pholades à Mouriès) et sont bien repérables dans le paysage (rochers des Baux).

— A la fin du Tertiaire : les reliefs actuels de Provence (Ste Baume, Ste victoire…) sont en place. La compression liée à la dernière phase de l’orogenèse alpine provoque pour les chaînons les plus septentrionaux (Alpilles, Luberon, Concors, chaîne des Costes) des chevauchements vers le sud et le soulèvement des calcaires du Miocène inférieur (biocalcarénite du Burdigalien) jusqu’à 250 m d’altitude.

— Enfin au Quaternaire, la Durance qui passait par le seuil de St Pierre de Vence va couler plus à l’Est, empruntant le seuil de Lamanon (peut-être en passant d’abord par le seuil d’Eyguières) suite au soulèvement et chevauchement récent (-2MA) du massif jurassique des Opies vers le sud. Puis, le jeu encore plus récent (28 à 30 000 ans) des failles du fossé Salon-Cavaillon va permettre à la Durance de rejoindre le Rhône au niveau d’Avignon.

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Le massif des Alpilles est situé entre la vallée de la Durance au nord et la Crau ; il est limité à l’ouest par la vallée du Rhône et à l’est par le fossé d’Orgon-Lamanon (ou encore de Salon-Cavaillon).

Carte géologique simplifiée (ph1 et 1bis).

Une coupe S-N au niveau de Mouriès, montre une structure relativement simple :

+++un synclinal (à replis) suivi de l’anticlinal des Alpilles dissymétrique plus fortement penté versant nord.

Le synclinal (de Mouriès ou de Maussane) à cœur éocène a son flanc sud invisible car recouvert par des terrains marécageux drainés depuis le moyen-âge ;

la klippe de Mouriès , témoin avancé du chevauchement nord provençal (colline de l’Anellier) repose sur l’éocène (ph2) ;

Des sédiments miocènes piégés dans une petite cavité, protégés de l‘érosion montrent que la transgression s’est manifestée aussi dans le synclinal de Maussane (ph3).

+++L’anticlinal des Alpilles dissymétrique.

Au niveau de la charnière anticlinale relativement plate, en contrecoups à la compression alpine fin miocène, il y a un petit chevauchement du flanc nord sur l’hauterivien (ph4), avec écailles bien visibles sur la route D24 reliant Mouriès à Eygalières (ph5).

Une coupe S-N au niveau de Maussane – Les Baux révèle une structure un peu différente (2 synclinaux et 2 anticlinaux).

Synclinal de Maussane (à replis) suivi du petit anticlinal de Manville, puis petit synclinal des Baux et enfin l’anticlinal dissymétrique des Alpilles.

L’anticlinal de Manville est bordé de bauxite (ph6) jadis exploitée comme ici, à quelques kilomètres, l’ancienne mine du Fangas près du hameau des Fléchons (ph7et8). L’anticlinal est très érodé et très étroit (ph9et10).

Le petit synclinal des Baux montre une belle discordance du burdigalien (miocène) sur son cœur rognacien (maastrichtien) (ph11).

Il est chevauché sur son flanc nord (ph12) par l’anticlinal des Alpilles qui rebrousse aussi le miocène (ph13).

Voici une coupe récapitulative (ph14).

Au début du quaternaire, la Durance se jetait dans la mer au sud d’Arles, repoussant le Rhône contre la faille de Nîmes (ph15). Les galets déposés dans la vieille crau d’Arles par leur nature et leur tuilage indiquent le sens du courant de cette paléodurance (ph16).

Elle franchissait les Alpilles au niveau du seuil de St Pierre de Vence (trajet 1) depuis la fin du tertiaire (messinien). Elle y a abandonné des sédiments constituant une terrasse jusque vers 700 000 ans.

Ensuite, son lit va migrer vers le seuil de Lamanon (empruntant provisoirement de seuil d’Eyguières ??) où elle se jetait dans la mer au niveau de Fos-sur-mer. Les dépôts würmiens de la crau de Miramas en attestent.

Ce détournement de la Durance pourrait pourrait être dû à la poursuite de la surrection (tardive) du massif jurassique des Opiès qui se serait poursuivi au-delà de -2MA (ph17).

Enfin, le jeu des failles du fossé de Salon-Cavaillon a permis à la Durance vers 28 000 ans de se jeter dans le Rhône en Avignon (ph18).

Karst épigène et karst hypogène.

Le calcaire se dissout en présence d’eau et de gaz carbonique selon la réaction indiquée ph1-(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 (ph1-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.

Dans le cas général, c’est la gravité qui intervient et la dissolution se fait de haut en bas.

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 (ph2 et3).

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.

Ainsi, au fil des années un relief karstique épigène (origine à partir de la surface) se crée.

Mais il existe un deuxième type de karst, le karst hypogène. Les dissolutions et les cristallisations apparaissent le long d’écoulements ascendants (remontées artésiennes) souvent hydrothermaux.

L’eau venant d’une roche poreuse monte verticalement dans la roche calcaire karstique. Les fissures, les plans de stratification, les diaclases s’élargissent par dissolution mais le débit reste inchangé ; les fissures s’ouvrent au même rythme suivant la fracturation et non la gravité et forment un réseau à partir du point d’arrivée de l’eau artésienne.

En profondeur, les sulfates provenant des gypses du trias (ou de l’oligocène suivant le lieu) associés aux actions microbiennes libèrent dans les eaux artésiennes des sulfures qui sont en solution. Agressives, ces eaux dissolvent aussi le calcaire. Lors de la remontée, les sulfures sont oxydés, toujours par actions microbiennes (voiles) et précipitent donnant des dépôts métalliques sur voiles microbiens.

Puis, toujours en remontant il y a dégazage de gaz carbonique (ce gaz pouvant provenir du dégazage du manteau, des réactions au sein de roches métamorphiques sous jacentes, de la dégradation de la matière organique) :

——– dans l’air ambiant au dessus du panache d’eau artésienne ou l’accumulation de ce CO2 et de vapeur d’eau dissolvent le calcaire créant ainsi des coupoles, des cloches bien lisses.

——– dans les conduits : la calcite se dépose dans l’eau en gros cristaux palissadiques (surtout si la température baisse en dessous de 70°C), mais pas au milieu du flux ascendant ou l’eau toujours riche en CO2 continue son travail de dissolution.

C’est surtout au niveau de la rencontre des eaux ascendantes et des eaux météoritiques que les déséquilibres chimiques vont induire les réactions responsables de ce karst hypogène qu’on trouve surtout le long des grandes failles ; c’est le cas du pli de Mirabeau qui se trouve dans une zone de relai où se termine la faille de la moyenne Durance mais qui va se poursuivre plus au sud par la faille d’Aix.

5 cavités sont recensées au niveau du pli de Mirabeau :

+ l’aven-grotte du St Sépulcre en rive droite de la Durance, 40 m de profondeur, karst épigène classique.

+ l’aven-grotte d’Adaouste, en rive gauche, très profond- 190m – fouillé par Escalon de Fonton et Gérard Onoratini. Il renferme des vestiges du Moustérien à l’âge du bronze (paléolithique moyen à -2000 ans). Grotte hypogène.

+ grotte du Mourre de la Barque, en rive gauche, au niveau de la route, grotte hypogène, continuation de la grotte d’Adaouste, fouillée récemment, contenant des vestiges du néolithique ancien à moyen.

+ la carrière de Malacoste en rive droite dont on peut voir des conduits hypogènes.

+ le rocher de St Eucher, en rive droite, terminaison nord du pli de Mirabeau. galeries hypogènes recoupées par un karst épigène, donc histoire complexe.

Pour plus de renseignements, lire ou télécharger par exemple : « les cavités d’origine hypogènes en France » 2008 de Ph.Audra ; JC. d’Antoni-Noblecourt, JY.Bigot.

Voici quelques photos :

a- Carrière de St Eucher : quelques conduits épigènes dégagés par l’exploitation de la carrière.

b- Cône d’éboulis dans la carrière de Malacoste. Ecroulement de falaise en bord de mer tortonienne ; les blocs sont pholadés.

c- Les pholades sont des lamellibranches qui existent encore de nos jours ; elles vivent dans la zone de balancement des marées et creusent des loges dans les roches calcaires même dures où elles vivent.

d- Conduits hypogènes avec dépôts de calcite palissadique sur les parois.

e- Autre conduit hypogène rempli de sédiments tortoniens.

f- Calcite palissadique à gros cristaux tapissant la paroi d’un conduit hypogène.

g- Calcite palissadique corrodée à son tour par des eaux artésiennes. changement de circuit de l’eau ? abaissement du niveau d’eau dans le conduit et mise à l’air cette calcite au dessus du fluide ascendant ?

h-Oxydes de fer sur lits bactériens.

i- Oxydes de fer et calcite palissadique dans des conduits hypogènes.

Les volcans d’Agde, constituent la terminaison sud de la chaîne de l’Escandorgue.

La carte géologique simplifiée situe quelques affleurements visités et les principales unités (Ph1).

A l’intérieur des terres (vers Agde)

Le volcanisme a débuté il y a environ 1MA par un volcanisme de type Surtseyen, on ne retrouve pas d’appareil, mais les produits de cette éruption (tufs jaunes) qui ont été palagonitisés par la trempe dans l’eau, probablement une lagune comme il y en a beaucoup dans cette région (ph1).

Sur la D912 à Baldy, on peut voir ces tufs jaunes recouverts par une coulée de basalte, basalte non palagonitisé, donc coulée aérienne et non sous aquatique. La lagune n’existait plus, la mer a dû se retirer vers le sud (ph1 et 2).

3 volcans stromboliens construisent leur cône. Le Mont St Martin, bien boisé, pas d’affleurement visible.

Le Mont St Loup (ph3), cône de scories avec de belles bombes fuselées (ph4) et en croûte de pain (ph5), montre dans la carrière un flanc écroulé, raviné par un lahar (ph6), comblé ensuite par les produits de l’éruption qui se poursuit, et, vers le haut, des dépôts plus grossiers (ph7) ; regain d’activité probable.

Le petit Pioch, que la route D612 entaille, montre les faciès cœur de cône (rouge) et bas de cône (noir) ainsi que des coulées (une sur la photo 8). Des produits fumerolliens sont également visibles (ph9).

La disposition de ces 3 volcans (ph1) laisse penser qu’ils se sont construits sur les failles d’un maar hors d’eau (coulée de basalte non palagonitisé).

Donc à l’intérieur des terres 2 phases sont perceptibles :

1- volcanisme surtseyen(tufs jaunes)

2-volcanisme strombolien (débutant par un maar).

Sur la côte- plage de la Conque.

On retrouve les tufs jaunes au nord et au sud de la Conque -1MA environ-(ph1, puis 10 et 11).

A cet épisode succède un dépôt de type maar (aérien), tufs gris -brèches et tufs phréatomagmatiques- (ph10). Des enclaves de calcaire et de marnes durcies sur les bords et érodées au centre sont abondantes (ph12).

Un niveau de tufs non classés, éboulés, est bien visible sur la plage de la Conque (ph13), il a été déstabilisé lors de la mise en place des filons de basalte, en particulier par celui qui a soulevé les tufs, soulèvement évident plage de la capitainerie ph14).

L’activité volcanique n’étant pas terminée avec la mise en place de filons basaltiques, les tufs gris suivants recouvrent ce niveau glissé, éboulé (ph13)- datation autour de 750 000 ans-.

De même, les fluides contenus dans les tufs (eau surtout), sous le poids des niveaux supérieurs et des contraintes liées au soulèvement, sont expulsés et créent ces figures où seuls restent en place les éléments assez grossiers, les éléments fins ayant été entraînés avec l’eau (ph15).

Les dépôts de tufs gris situés vers le nord de la plage (ph16), sont perturbés par les reliefs provoqués par la mise en place des filons , mais ils finissent par les recouvrir comme le montre la photo 17.

Donc, sur la côte (La Conque) 3 phases sont perceptibles :

1 – dépôts des tufs jaunes

2 – dépôts de tufs gris (provenant d’un maar aérien)

3- mise en place de filons de basalte

Le massif de l’Etoile s’étend de Niolon à Cadolive.

Il chevauche le bassin de l’Arc et entraine des écailles devant lui (ph1).

Nerthe et Etoile appartiennent au bassin du Beausset. Ils se trouvaient en mer au niveau du massif de Marseilleveyre (ph2).

Après le démarrage du charriage, la nappe de la Nerthe et celle de l’Etoile ont évolué différemment : la nappe de l’Etoile s’est déplacée plus que celle de la Nerthe ; bloquée par la masse imposante des terrains éocènes, elle a dévié vers les terrains crétacés supérieurs du bassin de l’arc (ph2).

Elle peut être découpée en plusieurs unités, du sud au nord (ph1):

1-versant sud, anticlinal de la Mure bordé par des failles normales qui le séparent du bassin oligocène de Marseille et de la deuxième unité du massif de l’étoile (ph 3).

2- zone centrale dolomitique jurassique au relief ruiniforme (ph 3).

3- synclinal du Pilon du Roi (crétacé inférieur et jurassique). Dissymétrique coincé entre 2 failles :

au sud la faille du pilon du Roi très redressée

au nord la faille principale du chevauchement avec sa semelle triasique (gypse “couche savon“ ). Les 2 failles se rejoignent en profondeur.

Ce n’est pas un synclinal véritable, mais un coin extrusif (couches repliées) au front de l’étoile.  Photos prises col ste Anne (4-5-6).

4- écaille de Mimet – aptien et surtout albien (crétacé inférieur). Elle s’étend des Pennes Mirabeau à St Savournin, puis disparaît. Elle a des replis qui font ressortir des terrains urgoniens (ou bien de petits écaillages ?) ph 7.

Chevauché, son flanc sud est replié, on le voit très bien au dessus de Mimet (ph7bis). L’urgonien est renversé. Sur la route qui mène au col Ste Anne, un peu de trias mêlé à du lias est visible et matérialise la semelle du chevauchement (ph8). L’aptien marneux à orbitolines est complètement schistosé, suite aux compressions subies (ph9).

Elle repose au nord sur l’unité suivante : le lambeau de Gardanne par la faille du safre qui pend vers le sud avec un angle de 20°.de part et d’autre de la route Simiane-Mimet (ph10), on a les marnes aptiennes schistosées qui reposent sur les calcaires lacustres du crétacé supérieur, dont on peut observer le faciès au carrefour des Moulières (ph11).

5- lambeau de Gardanne- crétacé supérieur fluvio-lacustre limité au sud par la faille du safre et au nord par la faille de la Diote qui pend vers le sud avec un angle de 30°. Exploité pour son charbon (lignite de Provence) encore récemment.

La nappe de l’Etoile a entrainé l’écaille de Mimet qui a écaillé l’autochtone et donné le lambeau de Gardanne, qui chevauche à son tour le véritable autochtone : bassin de l’Arc. Ainsi, à Biver, le fuvélien repose sur le rognacien plus jeune (ph 12) du bassin de l’Arc.

Du col Ste Anne, un panorama vers le nord incontournable par beau temps , montre les écailles de terrains para-autochtones, poussés en avant, séparés par les failles déjà citées (ph 13-14-15).

Mais aussi, 2 klippes portées par l’écaille de Mimet (lame de terrain allochtone séparée du corps principal et reposant sur un terrain plus jeune) : La klippe triasique de St Germain et la klippe ou lambeau de Sousquières (ph15).

6- Au sud de Simiane, quartier St Germain, un lambeau de trias, s’est séparé de la semelle du chevauchement et repose sur l’écaille de Mimet (klippe ph16). Cette klippe fut exploitée en souterrain pour en extraire du gypse ; une galerie noyée est encore visible dans la propriété privée à l’arrière de la voiture (ph16). Des carrières ont aussi exploité les calcaires du trias. Dans la roche on y trouve de nombreux terriers, traces d’activités d’organismes fouisseurs. Suite à son expulsion de la semelle du chevauchement, ce trias est très déformé (ph17).

7- lambeau de Sousquières. (jurassique surtout). C’est une partie du flanc nord de la Nerthe entrainée sous le chevauchement de l’étoile et arrachée. Il repose couches verticales sur l’aptien-albien de l’écaille de Mimet (ph 18-19).

8- l’écaille la plus externe et la plus petite est constituée par le pli de Bouc Bel Air.

(rognacien-paléocène-éocène).c’est là qu’est venu s’amortir le chevauchement de

l’Etoile. Au sud du pli, on voit bien le lambeau de Gardanne qui vient le chevaucher. L’ancienne carrière au sud du village est à parcourir pour en reconnaître la structure (ph20).

Dans le secteur sud, un anticlinal rognacien déversé vers le nord est éventré dans sa partie marneuse. (ph 20 A). Ce pli a déversé et légèrement renversé le vitrollien (paléocène), témoin ces fentes de retrait en relief (ph21) au lieu d’être en creux (22).

Dans le secteur nord, la série éocène autochtone qui pend normalement de 10° vers le nord, mais qui est un peu rebroussée près du pli (ph20 B).

Dans le secteur ouest, un contact éocène-rognacien avec des roches très déformées, un peu broyées, mais sans faille visible (ph20 C). Il s’agit d’un pli de propagation (avec faille aveugle –qui n’atteint pas la surface) en avant du chevauchement (ph 23).

Les galets de la Durance : ce qu’ils nous racontent !

En bord de Durance, les galets sont très abondants et très différents. Si on fait une récolte des plus représentatifs, on s’aperçoit que la Durance amène des galets provenant de la croûte continentale, de la lithosphère océanique (croûte océanique et manteau supérieur) et leurs sédiments associés. Ph1.

Après classement, voici ceux qui ont été retenus par notre groupe et les renseignements qu’ils nous apportent.

1- Galets de la croûte continentale : ph2 et 3.

–Le gneiss est une roche métamorphique litée. Dans la partie supérieure du galet on voit bien l’alternance des lits sombres de micas noirs et de lits clairs (quartz et feldspaths).

Dans la partie inférieure, l’alternance est moins visible car il y a des zones claires plus importantes (liquide granitique) et des zones sombres plus épaisses (micas), minéraux plus réfractaires.

–Le gneiss migmatitique est un gneiss qui a commencé à fondre en partie. Le liquide clair a migré pour constituer un magma granitique plus loin mais la partie claire visible sur la photo est restée piégée. Les parties sombres sont les reliquats non fondus.

–Le granite est une roche grenue constituée de quartz, feldspaths et micas.

Le liquide magmatique issu de la fusion partielle des gneiss migmatitiques a cristallisé avant d’atteindre la surface et a donné les granites qu’on voit ici.

Gneiss et granites se forment dans les parties profondes des chaînes de montagnes.

Le géotherme moyen de la croûte continentale –ph4- ne recoupe pas le solidus du granite pour une épaisseur moyenne de la croûte soit 32km environ.

L’anatexie (fusion) n’est possible qu’à partir de 48 km environ donc pour une croûte continentale épaissie.ph5.

Agés de plus de 300MA, ces roches se sont formées au cours de l’orogénèse hercynienne, au cours de la collision des plaques Gondwana, Armorica et Laurussia. Collision qui fut responsable du raccourcissement et de l’épaississement de la croûte continentale et de la formation de la Pangée.

–Protogine-ph 2 et 3- granite à gros grains contenant donc quartz, micas et feldspaths plagioclases et une orthose sodique. Ce granite hercynien a enregistré le métamorphisme alpin de faciès schiste vert (peu important) le mica s’est chloritisé et a pris une teinte verte.

–Gneiss amphibolique ou amphibolite- ph 2 et 3-

Gneiss dont le mica s’est transformé en amphibole vert foncé, presque noire (hornblende). C’est le plus souvent le métamorphisme d’un basalte qui donne les amphibolites, parfois une marne. Origine possible : vallée des Bans.

Ces 4 roches sont amenées du massif des Ecrins par les affluents de la Durance: par exemple du Pelvoux, des Bans, du Combeynot ; les granites sont le plus souvent sous les gneiss qui constituent les sommets.

Elles sont le socle sur lequel vont se déposer des sédiments :

–Verrucano- ph 2 et 3- poudingue permien. Au cours du permien il y a érosion de la chaîne hercynienne ; des rivières évacuent les produits de l’érosion.

Origine possible : col du Lautaret, gorges du Guil.

–Quartzite-ph 2, 3 et 6- roche très siliceuse résultant de la recristallisation d’un grès (métamorphisme de bas degré)..

Dans certains quartzites on peut reconnaître un litage.

A la loupe on voit des alignements de petits grains de quartz enrobés par de la silice qui bouche les pores, alternant avec des alignements de grains plus gros, il n’y a pas assez de silice pour boucher tous les pores. Il s’agit d’un granoclassement.ph7-

Age trias inférieur (scythien). Fin du démantèlement de la chaîne hercynienne ; les sédiments (sables grossiers et sables fins) s’étalent en avalanches successives dans la mer qui ceinture le continent (pangée).

Origine possible : gorges du Guil, environs de Briançon (Prelles) par exemple.

–Grès-ph6- grès du flysch, crétacé supérieur, fin du remplissage sédimentaire de la mer alpine par avalanches sous-marines le long des pentes du plateau continental (turbidites), du côté de la marge active liguro-piémontaise.

Origine possible : tout autour d’Embrun (St Clément, Parpaillon, Mont Guillaume, tête de Vautisse, Clotinaille….)

Grès du Champsaur, tertiaire, déposé dans un bassin flexural à l’avant de la chaîne alpine en voie de formation (côté marge passive), suite à la subduction de l’océan alpin qui a débuté au crétacé supérieur et à la collision qui a commencé.

Origine possible: Fournel, pointe Rougnoux (champoleon), Lautaret, Vallouise…..

–Calcaires triasiques, jurassiques et crétacés-ph8- qui se sont déposés sur la croûte continentale (marge passive) pendant le fonctionnement de l’océan alpin.

Origine possible : vallée de la Durance et de ses affluents (Guil, Clarée, Guisane, Gyronde, Buech, Verdon, y compris ceux venant de la nappe de Digne).

2- Galets de la lithosphère océanique :

–Péridotites –ph9- roche grenue constituée principalement d’olivine et de pyroxènes, avec un peu de spinelles.

Orthopyroxènes :hyperstène et clinopyroxènes :diopside. C’est donc une roche riche en silicates de fer et de magnésium.

Elle constitue la majeure partie du manteau supérieur et de l’asthénosphère.

Par fusion partielle, elle donne des magmas basaltiques qui vont s’épancher dans l’océan et former la croûte océanique.

La couleur sombre est due à l’abondance des pyroxènes ; la roche initiale était une lherzolite à faible degré de fusion partielle donc peu de basaltes formés ce qui caractérise les océans à expansion lente, 2cm/an environ.

Elle est un peu serpentinisée par métamorphisme hydrothermal lorsque le manteau supérieur est en contact direct avec l’eau de l’océan, ce qui est le cas dans les alpes –ph1.

hydratée, elle gonfle et de l’antigorite et du chrysotile (minéraux serpentineux) se forment aux dépens des pyroxènes (galet de gauche, surtout).

Origine possible : haute vallée de l’Ubaye ( Maurin, pic du Pelvat), haute vallée du Guil (au dessus de St Véran, de Ceillac, d’Abriès…), source de la Durance : Chenaillet –cabane des douaniers.

–Brèche de Péridotite plus ou moins serpentinisée-ph10.

Parfois, la péridotite forme un relief ; par érosion, un éboulis se forme à son pied, puis les éléments sont soudés par de la calcite et forme une brèche, premier sédiments reposant sur le manteau supérieur.

–Basaltes-

Issus de la fusion partielle des péridotites, les liquides basaltiques s’épanchent dans l’eau. Mais le contraste de température entre le magma à 1200°C et l’eau à 4°C fait que la lave se fige, se vitrifie, forme un coussin (pillow) qui finit par casser libérant un nouveau flot de lave qui avance, se fige en un nouveau coussin qui casse …..

Il se forme un ensemble de coussins qui s’empilent les uns sur les autres, tels ceux qu’on voit encore très bien au Chenaillet-ph 11, ou en coupe transversale au pied du Pelvat en haute Ubaye donnant ainsi une image d’un fragment de la croûte océanique –ph 12.

–Brèches de coussins-

Les morceaux fragmentés des tubes de lave-ph13- se glissent là où ils trouvent de la place, sont soudés par de la calcite et forment une brèche de coussin. Soumis à l’érosion, ils sont transportés et on les trouve sous forme de galets de plus en plus petits en s’éloignant de leur lieu d’origine-ph 14-15-16.

–Hyaloclastites-

Les coussins présentent une bordure vitrifiée de quelques centimètres d’épaisseur, c’est-à-dire une enveloppe, un cortex-ph 17-18.

Une partie de ce cortex peut s’écailler, les morceaux se glissent alors entre les coussins et les brèches de coussins, se soudent et forment une roche appelée hyaloclastite-ph 19-20.

–Variolites-

L’autre partie du cortex qui reste en place est soumis au métamorphisme hydrothermal qui, par échange d’ions (Ca et Na), va transformer le feldspath calcique (labrador) en feldspath sodique (albite). L’albite blanche ayant ici une structure fibroradiée ressemble à une pustule, à un bouton de variole d’où le nom qu’on lui attribue : cortex variolitique. La Durance transporte des fragments de coussins ayant conservé leur cortex variolitique-ph 21.

Souvent, au cours du transport, le cortex est séparé du basalte du coussin, est roulé,poli, les galets ne présentent plus que des pustules et sont nommés variolites-ph22.

Origine des basaltes : haute vallée de la Durance, du Guil et de l’Ubaye.

–Gabbros-

Lorsque le magma basaltique n’atteint pas la surface, il se refroidit dans la chambre magmatique et forme une roche appelée gabbro constituée essentiellement de 2 minéraux : un feldspath plagioclase blanc plutôt calcique et un pyroxène, clinopyroxène couleur sombre-ph 23.

Mais à y regarder de plus près, on constate que les pyroxènes sont entourés d’une couronne noire de glaucophane, minéral de basse température-haute pression: il s’agit d’une couronne réactionnelle-ph 24.

Pyroxène + plagioclase + eau ———- glaucophane (amphibole bleue, noire à l’œil ou à la loupe).

Le reste du plagioclase est mêlé à de la lawsonite (ils sont sous la forme de petits cristaux)-ph 25.

Cette réaction s’est faite au cours de l’enfouissement par subduction de l’océan alpin mais elle est inachevée puisque la roche est aujourd’hui à l’affleurement.

Origine des gabbros coronitiques: haute vallée du Guil et de l’Ubaye.

Nous n’avons pas trouvé de péridotite à glaucophane, mais il y en a ; par contre voici un galet de basalte à glaucophane très abondant-ph 26.

On peut donc affirmer que c’est toute la lithosphère océanique qui a subducté à partir du crétacé supérieur.

Compte rendu de notre sortie dans le Jura autour de Champagnole.

1.Géologie sommaire.

Le Jura est une chaîne dissymétrique. Sa partie interne- la haute chaîne- a des reliefs élevés. Sa partie externe comporte des plateaux qui se chevauchent formant ainsi des faisceaux plissés, longs et étroits ; des reliefs par rapport aux plateaux. ph1.

Les structures résultent du décollement de la couverture sédimentaire sur le trias qui constitue la “couche savon “. Le décollement est dû au prisme d’accrétion alpin qui a poussé la couverture désolidarisée du socle grâce au trias épais. ph2.

Le plissement se forme entre le miocène supérieur et le pliocène (11 à 3MA).

Le socle ne semble pas impliqué dans les déformations. A l’Ouest, le chevauchement se fait sur le bassin tertiaire de la Bresse.

Dans notre circuit le socle n’est pas affleurant, le trias non plus (gypse et sel exploités en souterrain).ph 3-4.

2. Chevauchement sur la Bresse et faisceau Lédonien.

Le château d’Arlay est une butte témoin de Jura chevauchant la Bresse tertiaire. Ph5. il y en a d’autres : Mantry,par exemple, mais mes photos ne sont pas utilisables.

Le premier plateau à cheval sur la Bresse qui est un bassin subsident au tertiaire à son front faillé, il forme le faisceau Lédonien.

Exemple : Poligny ph6. Château-Chalon.ph7.

Ce premier plateau est entaillé par les reculées externes qui ont pour origine l’enfoncement de la Bresse, l’érosion enlève le jurassique supérieur et porte à l’affleurement le jurassique moyen; les glaciers rissiens viennent jusqu’au débouché des reculées externes. Le creusement des reculées est guidé par les failles. ph8

Vue du fer à cheval, la reculée d’Arbois avec le panneau effondré de Mesnay.

Au fond de la reculée d’Arbois, dans le cirque (fer à cheval) ph9, la source de la Cuisance (résurgence) qui forme la cascade du tuf ph10 ; la cascade du dard au fond de la reculée du Dard (Baume les Messieurs). ph11.

Les plateaux sont fortement entaillés par le karst et les eaux ressurgissent dans les cirques des reculées.

A Salins les Bains, la faille normale de fort Belin ph12, avec une compression affectant l’aalénien à la fin du plissement jurassien, vers 3MA.

3. Chevauchement du deuxième plateau (plateau de Champagnole) sur le premier.

Il forme un deuxième faisceau entaillé par des reculées internes. Le jurassique supérieur est bien visible dans les paysages. les glaciers Würmiens ont bien élargi les reculées.

Ainsi le lac de Chalain, ancien glacier würmien qui descendait du plateau de Champagnole a abandonné ses moraines frontales qui, aujourd’hui, gênent le déversement des eaux du lac dans l’Ain. ph13-14.

La reculée du Hérisson -ph15- entaille également le plateau de Champagnole, deux lacs d’origine glaciaire occupent la partie basse de la reculée tandis que la partie amont est jalonnée sur 450m d’épaisseur par une série de cascades dont voici la plus haute (saut Girard-ph16) et la plus basse (éventail-ph17).

Les eaux issues de la fonte des glaciers venaient former un delta dans l’ancien lac de la combe d’Ain ainsi qu’on peut le voir dans la carrière de Charcier. Ph18-19.

Sur le plateau de Champagnole, à Loulle, on peut voir une quinzaine de pistes de dinosaures-ph20, qui témoignent d’une émersion localisée du jura à l’oxfordien avant son émersion généralisée à la fin du jurassique.

Il s’agit de grands herbivores (type Diplodocus) de 25 à 30 tonnes, de 25 m de long. ph21-22. Empreintes de 90cm de diamètre pour les pattes arrière sur rivage asséché (fentes de retrait-ph23) ou sous une frange d’eau peu importante (rides de vagues-ph24).

4. Faisceau salinois : chevauchement du plateau de Levier sur le plateau d’Ornans. Ph1.

Ce chevauchement se voit bien au belvédère du Moine, non loin de Pontarlier.

Ph25 et 26 qui forment le paysage vers le nord.

Près de Salins les Bains, à Marmoz, un relief vigoureux, le mont Poupet. C’est le faisceau salinois (bout du plateau de Levier ou Lédonien) qui chevauche le faisceau de Quingey ( bout du plateau d’Ornans). La photo 27 montre le jurassique supérieur de Quingey chevauché par le trias et le jurassique inferieur et moyen du Mont Poupet écaillé (répétition du Jm). La source de la Loue, au bout de la longue reculée du plateau d’Ornans, est une résurgence du Doubs (perte dans la cluse de Pontarlier- haute chaîne) au pied d’une falaise de 100m de haut (plateau de Levier).ph 28. Tout le jura est karstifié.

5. La haute chaîne.

Le lac Ilay, source du hérisson se trouve au dessus du plateau de Champagnole –ph15- dans les terrains du crétacé inférieur –ph29. Le plateau est chevauché par le Pic de l’Aigle qui appartient à la haute chaîne. C’est un synclinal jurassique supérieur-ph30, lui-même chevauché par le jurassique moyen de la chaux du dombief-ph 31-32. Le crétacé inférieur du plateau de Champagnole, proche du chevauchement, entre les lacs Maclu et Narlay est plissé-ph 33.

Les rivières entaillent les anticlinaux en gorges très étroites –ph 34 gorges de la Langouette- ou en cluses très profondes –ph 36 St Claude.

L’anticlinal coffré et érodé de “sur les grès“ –ph36-présente cluse, combe et crêts typiques du relief jurassien. Il chevauche le synclinal crétacé de St Claude-ph35.

Derrière lui, le synclinal de Septmoncel est écrasé par le chevauchement de l’anticlinal des Molunes. Il y a bourrage du crétacé inférieur au front du chevauchement, dû à la disharmonie des couches (comportement différent des couches, qui n’ont ni la même épaisseur, ni la même compétence, ni la même nature, lors d’une compression). Ce bourrage donne le célèbre pli du chapeau de gendarme.ph 37.

Un peu plus loin, autre bourrage, autre disharmonie : le pli de la Cernaise. Les couches du kimméridgien plus fines que celles du tithonien, se déforment au front du chevauchement de l’anticlinal des Molunes beaucoup plus que celles du tithonien-ph38 et donnent ce magnifique pli en champignon-ph39.

Plis de Vinon (83), de Gréoux-les-Bains (04), des Pallières (83).

Les schémas géologiques très simplifiés (schémas A et B) montrent que le crétacé inférieur n’affleure qu’au Nord de Ginasservis : la mer n’est qu’au Nord.

Il y a lacune du crétacé supérieur car il y a émersion : c’est le bombement provençal sur

lequel vont se former les bauxites (visibles plus au sud).

Puis les sédiments sont lacustres (éocène continental dans des zones de subsidence au Nord de Rians) jusqu’au début du miocène qui est d’abord marin (transgression due à la dérive du bloc corso-sarde) puis devient continental (piémont alpin).

Au mio-pliocène, le bassin flexural (de Valensole) se remplit de produits de l’érosion de la nappe de Digne.

Les plis anticlinaux de Gréoux et de Vinon sont orientés WNW-ESE. Ils chevauchent en rampe les terrains du crétacé inférieur des synclinaux qui sont au NE.

Le pli de Vinon est compartimenté par des failles secondaires qui décalent le front de chevauchement : il y a une probable intervention du socle qui ne se trouve pas à grande profondeur à l’Est de la FMD (faille moyenne Durance).

Les couches « savon » du trias gypseux ne sont pas portées à l’affleurement, mais, les eaux thermales de Gréoux-les-Bains qui remontent le long de failles en liaison avec le chevauchement ont drainé ces terrains triasiques : elles sont chaudes et sulfatées.

Le pli synclinal de Ginasservis est affecté par une faille décrochante à composante normale liée aux failles de Barjols. On ne voit que sa composante normale dans la propriété en bord de route (voir page objets géologiques du site), mais la carte géologique (schéma A) montre un décalage du crétacé inférieur (berriasien) sur 2 km environ).

Une faille décrochante NE-SW décale un peu plus vers le SW une partie du Mont Major sur le synclinal éocène de Rians, ce qui traduit une extension E-W.

Le chevauchement des Pallières se fait vers le Nord sur le synclinal éocène de Rians (prolongement vers l’Est, en quelque-sorte, de la Ste victoire).

Voici quelques photos localisées sur le schéma A:

ph1et 2 : Vinon village. Les calcaires massifs hettangiens chevauchent vers le NE le crétacé inférieur du synclinal à cœur éocène. Une petite écaille de jurassique plus ou moins disloqué est entraînée à la base du chevauchement.

Les photos suivantes vont montrer le découpage en horsts et grabens du pli de Vinon par des failles secondaires plus ou moins perpendiculaires au chevauchement.

Ph3 : devant 2 failles qui sectionnent le pli de Vinon. Horst du Jas de Hugou et horst de St julien séparés par le fossé éocène de St Pierre.

Ph4 : gros plan du front de chevauchement qui porte le vieux village de St Julien-le-Montagnier.

Ph 5 et 6 : entrée N de St Pierre. 2 failles affectant le crétacé inférieur, prolongement des failles du Jas de Hugou et de St Julien qui limitent le fossé éocène.

Ph 7 et 8 : on retrouve le chevauchement du pli de Vinon (jurassique avec un peu de crétacé en dessous) qui chevauche le bassin éocène de St Pierre au NE.

Ph9 : et l’autre faille (côté SE) qui sectionne le pli et pousse le horst de St Julien un peu plus en avant sur l’éocène du bassin de St Pierre.

Ph 10 et 11 : chevauchement du pli de Gréoux dans le petit ravin de Chiousse, mais le contact est masqué par les sédiments et la végétation. Néanmoins on a bien 2 roches différentes de part et d’autre du ravin. Un peu plus loin, ce sont les sables rougeâtres continentaux de Vinon qui masquent le chevauchement.

Ph 12 et 13 : route de ND des œufs et de la prise d’eau du canal de Provence au bord du lac d’Esparron. Dans le paysage chevauchement du pli de Gréoux (jurassique) qui recourbe les couches marno-calcaires du crétacé inférieur. Contact du crétacé inférieur avec une écaille frontale du jurassique. Le jurassique non écaillé (identique à la photo 12) se trouve 200m en arrière de la voiture, mais difficile à photographier.

Autres photos localisées sur le schéma B :

Le chevauchement des Pallières se voit mieux dans le paysage que sur les affleurements car les routes sont étroites, la végétation dense, les contacts masqués.

Ph 14 et 15 : jurassique des Pallières à St Martin ; les couches massives de l’hettangien inclinées vers le sud chevauchent vers le nord le bassin éocène de Rians (ph 16) orienté E-W.

Ph 17 et 18 : de même à Esparron, on retrouve l’hettangien chevauchant le bassin éocène de Rians.

Ph 19 : à Rians, dans le paysage, chevauchement du jurassique toujours incliné vers le sud sur des terrains triasiques.

La colline de Mont Major, prise en écharpe entre les fossés triasiques de Barjols et de Rians chevauche vers le sud le bassin E-W éocène de Rians. Une faille décrochante senestre décale un peu plus vers le sud sa partie occidentale.

Ph20 et 21: dans un virage en épingle, jurassique affecté par la faille décrochante qui le met en contact avec le rognacien (crétacé supérieur continental) dont les couches sont verticalisées-ph 22- et s’avancent sur le bassin éocène de Rians –ph23.

Le massif du Luberon s’étend de Cavaillon (84) à Volx (04) soit sur une distance de 80 km environ.

C’est un long anticlinal structuré il y a 40 millions d’années (éocène-bartonien) comme les autres massifs Provençaux. Son ossature hauterivienne et barrémienne est calcaire. Erodé, il est recouvert en discordance par l’oligocène lacustre puis par les transgressions miocènes dès le burdigalien.

Il présente un ensellement vers Manosque ; son axe enfoncé, est surmonté par l’oligocène qui est, alors, à l’affleurement. Il chevauche en rampe le pays d’Aygues depuis la fin du miocène suite au contrecoup alpin.

De ce fait, le delta de la paléo-durance qui existait déjà a été repoussé de Cucuron et Cabrières d’Aigues vers Ansouis et Pertuis avant de prendre sa place actuelle au messinien.

Le petit Luberon, détaché du grand par une faille décrochante senestre chevauche plus avant le secteur de Mérindol et vient ployer les couches calcaires de l’éocène.

Ph1- carte géologique très simplifiée.

Ph2- grandes lignes de l’histoire du Luberon.

Ph3- migration de la Durance pendant la surrection du Luberon à la fin du miocène.

Le petit Luberon :

Ph 4- quelques coupes pour illustrer la géologie du petit Luberon.

+1- au dessus de la combe de Vidauque.

Il a l’aspect d’un anticlinal dont la voûte est éventrée par l’érosion. Ph 5-6-7-8.

+ 2- au niveau de la font de l’Orme et la crau de St Phalès.

Sur une surface érodée sur laquelle se sont déposés les sédiments miocènes, le petit Luberon se chevauche lui-même (écaillage). Ph 9-10-11.

+ 3- au niveau du vallon de Roque Rousse.

Le chevauchement du petit Luberon plisse son “avant-pays“ éocène. On voit 2 anticlinaux de part et d’autre d’un synclinal. Les voûtes anticlinales reposant sur du sable se sont vite érodées, éventrées, le sable dégagé en partie, le synclinal s’est retrouvé légèrement perché. Ph 4-12-13-14.

La colline St Jacques à Cavaillon est séparée du petit Luberon par le fossé tectonique d’Orgon. Le jeu des failles Salon-Cavaillon l’a isolée du reste du massif. Ce fossé a, en outre, permis a la Durance d’aller se jeter dans le Rhône il y a 35000 ans (ou 70000, selon les auteurs). Ph 14bis.

Le grand Luberon :

+ 1- au niveau de Lourmarin.

Dans les gorges creusées par l’Aiguebrun guidé par la faille décrochante senestre et aidé par la crise messinienne, on peut apprécier la dissymétrie de l’anticlinal et il est impossible de ne pas remarquer la discordance hauterivien-miocène sur le flanc sud de l’anticlinal qui est le témoin de la transgression marine du burdigalien sur le relief plissé puis érodé du paléo-luberon. Ph 15- 16.

+ 2- au niveau de Cucuron.

— vallon de la Fayette.

La discordance bien visible à l’entrée du vallon entre l’hauterivien très penté (70-80°S) et le miocène qui l’est moins (45-50°S) montre bien qu’il y a eu plusieurs phases de plissement. A l’éocène, il y a 40MA, plissement en anticlinal du Luberon (hauterivien, ici) puis, après érosion, dépôt des couches du miocène. Fin miocène, une deuxième phase va plisser le tout. Ph 17.

— de l’Ermitage à Ratavoux.

Un cours d’eau laisse en amont les éléments grossiers, en aval, les plus fins (limons et marnes) car il perd de sa compétence en arrivant dans la plaine alluviale; d’où la variation latérale de faciès qu’on voit entre la chapelle de l’Ermitage et la butte de Ratavoux. Les cours d’eau dévalaient les pentes du Luberon, perdaient de leur compétence en arrivant dans la plaine alluviale et allaient se jeter dans le golfe de Cucuron où se trouvait le delta de la paléo-durance. Ph 3 et 18.

— de l’Ermitage à Ratavoux en vue de profil.

La sédimentation en éventail du miocène continental indique que les dépôts de pente se formaient au fur et à mesure de la surrection du Luberon : c’est une formation syntectonique. Ph 19.

—- rocher de Curet.

Le rocher de Curet est directement au dessus du miocène continental (brèches). Il manque le miocène marin. Cette partie du Luberon vient chevaucher le flanc Nord du synclinal de Cucuron. Ph 20 et 21.

Le Luberon de Manosque :

Dans ce secteur, l’axe de l’anticlinal s’abaisse laissant affleurer les terrains oligocènes dont on peut voir les différents faciès. Ph1.

C’est une série très épaisse (environ 2000m) de calcaires, marnocalcaires et marnes.

Les fossiles –ph 22-23-24 (planorbes, limnées, potamides …) et le lignite témoignent d’un milieu lacustre peu profond d’autant qu’on y trouve également des évaporites comme le gypse-ph 25 (et du sel qui n’est pas affleurant mais utilisé en profondeur pour du stockage de produits pétroliers par Geosel). La dalle à empreintes de mammifères proche de Manosque avec ses fentes de dessication et les traces de mammifères (Antilopes, Ronzothères ou rhinocéros sans corne) était en bordure du lac où les animaux venaient boire –ph26.

La subsidence qui a permis cette grande épaisseur de sédiments est due au jeu de la faille de la moyenne Durance. Les éléments détritiques provenaient du plateau de Valensole qui, à cette époque, constituait un relief qui s’érodait –ph27.

Le chevauchement du Luberon n’est pas visible, mais la présence d’un pli déversé (en genou), nous rappelle qu’il doit exister en profondeur-ph28.

Le Luberon de Volx :

C’est l’extrémité Nord du massif.

En voici 2 coupes.

+coupe 1- ph 29. Dans ce secteur, pendant l’oligocène, de grands blocs de crétacé déstabilisés par le jeu de la faille de la moyenne Durance sont descendus du plateau de Valensole (alors relief) et sont venus se ficher dans les sédiments oligocènes (olistolithes) – Ph27.

Aujourd’hui, à la faveur de failles, des kérogènes issus de la maturation des produits organiques mal décomposés dans ce lac, remontent et suintent au travers des marnes, des failles, dans le vallon de Fontamauri – ph30 et 31.

+ coupe 2- ph 32. Le Luberon chevauche vers l’Est les terrains du miocène. Non loin du contact, les couches sont renversées, témoins ces rides de vagues (ripple marks) à l’envers –ph 33.

Les fluctuations du rivage à la fin de l’oligocène et au début du miocène à Carry.

Une promenade sur la côte bleue depuis la plage du Rouet jusqu’à la sortie de Carry permet de reconnaître 2 séquences transgressives (oligocène terminal et aquitanien basal) contemporaines du rifting qui a précédé la dérive de la Corse-Sardaigneau burdigalien. -ph1-

– Le rocher de la Vierge (oligocène terminal) est bien séparé du crétacé du massif de la Nerthe par une belle faille normale dont on aperçoit des parties de miroir au dessus de la voie ferrée.-ph2-

De ce point de vue, on retrouve vers l’ouest, le prolongement de cette faille normale -ph 3 et 3a- et les terrains oligocènes argileux qui présentent un contraste frappant de couleur.-ph4-

Argiles rouges continentales (formation conglomératique du Rouet) et argiles beiges marines (formation pararécifale du cap des Nautes).

-Rouet plage : 2 formations conglomératiques aux argiles rouges (montmorillonite).-ph5-

La formation conglomératique inférieure :

Alternance de grès argileux et de poudingues correspondant à des chenaux en tresses et leur plaine d’inondation.

Les pendages et la disposition des galets mais aussi les petites failles normales synsédimentaires visibles sur la route D5 indiquent que les apports se faisaient depuis le Sud-Est.-ph6-

La nature des galets (quartzites, phtanites, quartz, roches endogènes) avec peu de calcaires et les minéraux de la matrice sableuse (grenats, tourmaline, andalousite,chlorite…) correspondent à des éléments provenant d’un socle cristallin (corse-sardaigne avant dérive).

La formation conglomératique supérieure :

Même alternance argiles-poudingues. Même milieu de sédimentation.

Dans les argiles, il y a des traces verdâtres qui sont pour certaines des bioturbations et pour d’autres des traces de rhizomes de plantes littorales (type roseaux et autres). Des gastéropodes, Wenzia ramondi, datent cette formation de l’oligocène terminal (fin chattien).-ph7-

Contact entre ces 2 formations par une surface d’érosion (discordance).-ph8-

Peu d’éléments cristallins (environ 15%) , surtout des calcaires locaux. Les éléments cristallins sont remaniés à partir de l’unité inférieure.

Les axes des chenaux donnent une direction d’apports du NNO à NNE ; ce sont des apports venant des reliefs de la Nerthe.-ph9-

Il y a donc inversion du sens des apports. Après le dépôt de l’unité inférieure, la mer doit être plus basse; il y a creusement d’une vallée, puis remplissage de celle –ci (en on lap) avec le dépôt de l’unité supérieure.

D’ailleurs, la fin de l’oligocène est bien marquée par une régression de la mer.-ph10-

-formation pararécifale du cap des Nautes :

Un peu plus loin, les argiles sont de couleur beige, à illite. Elles alternent avec les poudingues à éléments d’origine locale.-ph11 et 12- On peut y trouver des fragments de coquilles de lamellibranches, des éponges perforantes (cliones), ce qui indique un milieu marin très littoral,-ph 13- le cours d’eau se jetait en mer au niveau d’un delta ; la mer arrive, mais le cours d’eau persiste.

La brèche cyclopéenne, est un éboulis de la falaise littorale qui devait être très proche.-ph11-

Au dessus, les argiles sableuses renferment des coquilles de bivalves (Amussium)-p14 et 15- et des fragments de lignite –ph16-; des oursins fouisseurs-ph17- (Scutelles), débris de coraux….succession de faciès de vasière littorale, lagon à l’arrière d’un récif.

Puis un premier récif, au ras de l’eau et un second quelques mètres au dessus, -ph18, 19, 20, 21-séparés par quelques bancs dont certains riches en térébratules indiquent un approfondissement.-ph22-

Le second récif est remarquable,-ph23, 24, 25- gerbes de corail en position de vie, renversées et servant de support à d’autres organismes, écosystème riche avec, entre autres, des huîtres, pectens, oursins, algues rouges dont des rhodolites,-ph26- etc…

-la formation saumâtre de Rousset vient le recouvrir et le tuer,-ph27-

avec des sédiments sablo-argileux gris, riches en matière organique, morceaux de lignite,-ph28- accumulation de coquilles de bivalves, terriers-ph29-, lumachelle à Meretrix_ph30- (bivalve fouisseur), des moules-ph31-, Tympanotonos et Potamides –ph32 et 33-(gastéropodes de la mangrove), bois flottés recouvert par des cyanobactéries stromatolitiques.-ph34 et 35-

La série se termine dans l’anse de Rousset, côté ouest, par une dalle à Potamides –ph36- très bien conservés, témoin d’un faciès de lagon avec mangrove.

Résumé sur la première séquence transgressive.-ph37,38, 39-

-Formation bioclastique de Carry :-ph40-

Au dessus de la dalle à potamides, une autre dalle, mais, à turritelles,-ph41 et 42- suivie d’un banc à bryozoaires (genre Smittina). –ph43 et 44-

Comment la profondeur peut elle passer de presque rien à 50 ou 80 m en si peu de temps ? d’autant qu’on est encore en période de régression ; –ph10-;l’approfondissement assez brutal est d’origine tectonique (jeu des failles normales lié au rifting).

La suite de la série montre des marnes pélagiques, des grès (dunes sous-marines), -ph45- puis un troisième récif, plus étendu que les autres, riche en formes variées.-ph46, 47, 48, 49-

La suite jusque vers la tuilière,-ph50- comprend des marnes bioturbées, des calcaires bioclastiques, des grès affectés par de grosses bioturbations.-ph51 et 52-

Résumé sur la deuxième séquence transgressive.-ph53-

-formation biodétritique de Sausset.

Elle commence par deux bancs à lucines juste au dessus des bancs à grosses bioturbations.-ph54 et 55-

C’est le début d’une troisième séquence transgressive. ( à suivre !).-ph56-

Les fluctuations du rivage à la fin de l’oligocène et au début du miocène à Sausset-les-Pins.

Après une zone d’invisibilité due aux écroulements et aux interdictions de promener sous les falaises instables,

on retrouve les séquences transgressives oligo-miocènes, à la sortie de Sausset-les-Pins.

Anse Boumandariel :

Les calcaires barrémiens à fort pendage vers le sud présentent une surface d’érosion aplanie. Au dessus, un biseau sédimentaire bien visible aussi bien de l’Est que de l’Ouest, correspond à la transgression oligocène (chattien). -ph1-2-3-4

Au pied du relief, la brèche à gros blocs barrémiens correspond à un éboulis de pied de falaise. –ph 5-6 Le tout présente des perforations de pholades et de cliones (éponges perforantes). –ph 7-8 C’est une côte rocheuse que la transgression oligocène va recouvrir en discordance.

Premier dépôt, un poudingue à galets locaux de barrémien, hétérométrique, présentant aussi des perforations de cliones et des trous de pholades.

Au dessus, un calcaire à huitres et coraux (Porites, qui supportent une certaine turbidité), couchés : récif frangeant. On peut y trouver également des pectens et des algues rouges (mélobésiées). –ph9

Puis un deuxième récif corallien avec quelques tarets au dessus. –ph 10-11

Vient ensuite un grès présentant quelques bioturbations et des tarets (mollusques bivalves, vermiformes, qui creusent des galeries dans les bois immergés), alignés par des paléocourants Nord-sud (passe entre les récifs frangeants). –ph 12 Un poudingue à galets calcaires et permiens dans une matrice gréseuse se trouve juste au dessus. –ph13 Enfin, un poudingue à galets calcaires assez gros vient terminer cette première séquence transgressive oligocène. –ph14

Résumé sur cette première séquence transgressive. –ph15

La coupe se poursuit par un premier récif corallien à gerbes couchées, matrice sableuse, des Porites qui supportent une certaine turbidité. Une faille normale affecte ce récif, témoin d’une tectonique en distension. –ph16-17

Une série de bancs gréseux dont une couche à coraux couchés recouverts par un poudingue à blocs assez gros dont certains sont clionés, font suite. –ph18-19.  Un nanofossile découvert récemment daterait cette couche de l’aquitanien.

Au dessus, un deuxième récif, très beau, à grosses gerbes de Porites couchés puis qui se dressent, témoignent d’un certain approfondissement ; une deuxième espèce de coraux appartenant à la famille des Favidés est visible vers le haut. –ph20-21-22

Quelques bancs de grès à débris de fossiles le recouvrent et un troisième récif –ph23-24-25 affecté par des failles normales métriques est recouvert à son tour par des grès à débris de lamellibranches, -ph26 puis on peut reconnaître des turritelles et des bryozoaires du genre Smittina qui témoignent d’un approfondissement certain (80 m de profondeur environ). C’est la transgression aquitanienne. -ph27-28

Les couches qui suivent sont encore des calcaires gréseux érodés vers le haut sur plus d’un mètre ; érosion de type karstique, donc à l’air libre. Il manque la fin de la séquence aquitanienne, suite à une émersion à la fin de cette période. –ph29-30

En résumé, il y a de petites fluctuations du niveau de la mer entre la côte et des récifs frangeants ; les failles normales montrent que la tectonique joue un rôle important dans ces fluctuations- témoin l’approfondissement brutal pendant La transgression aquitanienne. La partie régressive de cette séquence est très incomplète, l’émersion et l’érosion qui a suivie en sont responsables.  Le burdigalien repose en discordance sur l’aquitanien. Ce sont des poudingues (base de la transgression) à galets de quartz vert, galets sombres, exogènes et des calcaires clairs bioclastiques qui s’infiltrent dans les vides des calcaires aquitaniens très érodés, aux strates désorganisées. –ph30-31  Le dessus de la dalle est riche en fossiles entiers et en débris : lamellibranches, balanes, pectens, oursins Scutelles. –ph32-33

Pointe des Tamaris :

Du dessus de cette dalle à nombreux oursins Scutelles on a une vue sur la pointe des Tamaris, interdite d’accès à cause des écroulements qui peuvent survenir à tout moment. –ph34-35 On peut toutefois s’approcher des marnes grises riches en débris de fossiles et en dents de requins qui terminent cette transgression burdigalienne. – ph36 Les deux transgressions du burdigalien et la base du langhien sont visibles de loin. –ph37

Du haut des escaliers, on peut voir des clinoformes dans la barre langhienne qui sont des restes de dunes hydrauliques formées par les paléo-courants de l’époque. –ph38 L’oxydation visible à la base du langhien, s’est faite à l’air libre ; donc vidange, régression complète à la fin du burdigalien. –ph39

Ste Croix-Beaumaderie :

Le plan de faille qui a affaissé le barrémien a formé un fossé rempli de sédiments oligocènes, formant un éventail de brèches très redressées, de marnes et calcaires lacustres à oogones de charas. Le tout est scellé par le burdigalien qui s’avance sur une surface d’érosion présentant des trous de pholades. –ph40-41-42

Autre vue de la discordance burdigalienne ; les marnes oligocènes présentent parfois des slumps signe qu’il y a plus d’espace, les couches en cours de diagénèse descendent dans le bassin lacustre lorsque les failles se manifestent. –ph43-44

Ces biocalcarénites burdigaliennes ont été exploitées en carrière depuis l’époque romaine. Les traces de roues dans la roche miocène sont bien identifiables et témoignent de l’intense activité des hommes. –ph45-46

Les grès et marnes gréseuses, au dessus, renferment des débris de fossiles et des dents de requin comme à la pointe des Tamaris. -ph47

Aujourd’hui, la carrière est en grande partie sous l’eau. Le sud de la plaque européenne s’enfonce sous l’eau depuis la fin de la dernière glaciation car la calotte glaciaire est moins importante et pèse moins (isostasie). Ce phénomène est amplifié par le poids des sédiments du delta du Rhône tout proche. –ph48

Conclusion pour Carry et Sausset-les-Pins :

Il n’y a pas de transgression à la fin de l’oligocène, il y a plutôt une régression –ph49; donc Les fluctuations de la mer à la fin de l’oligocène sur la côte bleue, ont une origine tectonique. La présence de failles normales va dans ce sens.

Les cours d’eau amènent des galets qu’on ne trouve pas en Provence de la fin oligocène à la fin aquitanien. De nature cristalline, on les trouve soit dans les Maures, soit en Corse ou Sardaigne.

A partir du burdigalien, il n’y a plus de galets exogènes

Les relevés sismiques montrent un amincissement de la croûte continentale, affectée de failles normales. Les blocs basculés sont le siège d’une sédimentation syn-rift à l’oligocène. -ph50

La carte de France du BRGM montre une marge passive et une croûte océanique entre Marseille et la Sardaigne -ph51

Les sédiments burdigaliens scellent les failles normales et recouvrent toutes les structures : ce sont des sédiments post-rift.

Modèle : -ph52 bassin arrière-arc, lié à la subduction de la plaque africaine. Un mini océan va séparer la Provence de la Corse –Sardaigne

Les transgressions miocènes sont donc dues à la formation du bassin arrière-arc, mais qu’il faut coupler à une transgression mondiale – ph49 due à l’activité des dorsales océaniques (ouverture océan atlantique nord, par exemple).

Géologie du massif de la Ste Victoire

3 sorties nous ont permis d’appréhender la géologie du massif de la Ste Victoire. Les travaux de S.Leleu (thèse 2005) et de N.Espurt (cerege-2011) nous ont bien aidés.

La Ste Victoire a une largeur de 5 km et une longueur de 18km (ph-carte géologique simplifiée) ; elle culmine à 1011m d’altitude. Sa terminaison périclinale est bien visible vers Pourrières (ph1). Une surface d’érosion antémiocène lui donne une altitude à peu près constante d’Est en Ouest (ph2). Des vestiges de miocène ont été trouvés dans les paléosols (terra rossa) du Baou des Vespres ( Cl.Rousset-thèse 1968).

A l’Ouest, le massif apparaît tronqué, les terrains jurassiques sont abaissés et la surface d’érosion a conservé son miocène discordant (ph3, 4, 5).                                                                    La faille d’Aix est responsable de cet abaissement brutal.

La partie Est : entre Pourrières et St Ser.

La montagne chevauche vers le nord le bassin de Rians (jurassique sur hauterivien, au grand Sambuc)-(ph6).  Les couches plongent fortement vers le sud (ph7).

Sous la falaise jurassique et crétacé inférieur affleure le crétacé supérieur lacustre. La lame peu épaisse de Fuvélien fortement redressée pend vers le sud (ph8). Plus bas, le Bégudien présente dans une plaine d’inondation des chenaux dont les bases indiquent le redressement (ph9). Le grès grossier est composé à 90% de quartz, muscovite, zircon, apatite (ph10). Ces cours d’eau venaient d’un massif cristallin plus à l’est (Maures, Sardaigne avant dérive).

Près de la route affleure le Rognacien inférieur argileux puis le calcaire de Rognac (ph11). Font suite les argilites rouges du Rognacien supérieur et le poudingue de la Galante à quartz, phtanites, gneiss, basaltes, cipolins, minéraux lourds. Le cours d’eau qui a amené ces galets venait lui aussi d’un massif cristallin situé plus à l’est.

Au dessus, la barre blanche est le calcaire de Vitrolles (Danien), premier étage du tertiaire dont la série continue jusqu’au Lutétien constitue le plateau du Cengle. Les faciès sont toujours lacustres, il y a toutefois réduction de l’étendue lacustre depuis le Fuvélien jusqu’au Lutétien. La barre du Cengle ( yprésien, ou calcaire de St Marc) Est bien marquée dans le paysage (ph12).

La partie centrale : de St Ser au Baou des Vespres.

Si le poudingue de la Galante est à peu près horizontal au sud du Cengle (ph13), il est fortement redressé, son épaisseur réduite du côté nord.

Le calcaire Vitrollien (Danien) subit une variation latérale de faciès au pied de la Ste Victoire et passe à des grès et des brèches polygéniques correspondant à des cônes alluviaux déposés dans une plaine d’inondation pendant la surrection de la montagne (ph14). Il est lui aussi redressé et renversé dans sa partie bréchique (ph15, 16).

Le responsable en est le chevauchement vers le sud de cette partie de la Ste Victoire qui est donc différente de la partie Est. Le crétacé supérieur de la Torque chevauche vers le sud et renverse les couches du Rognacien et du Danien. Il est lui-même chevauché par la haute chaîne (ph17,18). Ce crétacé supérieur de la Torque est constitué d’une brèche rognacienne qui montre que cette partie de la montagne a commencé à s’élever et donc à s’éroder avant la partie Est.

Le secteur des 2 aiguilles : près de la maison de Ste Victoire.

Les brèches visibles correspondant à des cônes alluviaux mettent en évidence la grande accumulation de produits résultant de l’érosion de la montagne en cours de surrection (ph19).

Les premiers mouvements dans cette partie de la chaîne datent du Bégudien (Campanien), les derniers du Danien.la surrection s’est effectuée sur une durée d’environ 20 MA et s’est terminée avec la fin du chevauchement vers 40 MA (Bartonien). La disposition en éventail syntectonique des brèches et argilites daniennes montre que leur dépôt s’est fait pendant la surrection et le chevauchement du massif. Le chevauchement vers le sud redresse les couches les plus anciennes au fur et à mesure de sa progression (ph20).

Les photos 21,22,23 montrent le chevauchement du massif sur l’éventail de brèches daniennes.

Outre ce chevauchement (supérieur), il y en a un autre (inférieur) au niveau des argilites du Montien (Sélandien) qui sont chevauchées par les argilites (plaine d’inondation) du Danien qui présentent une schistosité et des crochons bien visibles (ph24). Les blocs qui sont posés au sommet de l’éventail de brèches (ph22) sont des blocs tombés au quaternaire. Il en est de même pour les conglomérats de l’oppidum d’Untinos (ph25) qui reposent en discordance sur les couches verticalisées du Danien. Ces observations montrent le recul de la falaise par érosion régressive depuis 2MA.

Autres indices du chevauchement :

Les couches verticalisées (ph26) du Danien, du Rognacien (chenal redressé ph27) et du poudingue de la Galante qui présente une surface aplanie portant encore, par endroits, des enduits de calcite en escaliers descendants vers le sud (ph28). C’est le reliquat d’un miroir de faille indiquant qu’une masse s’est déplacée au dessus du poudingue de la Galante (chevauchement).

La partie Ouest :

-secteur de Roquehautes.

Près du parking de l’Aurigon, la brèche danienne à matrice argileuse orangée alterne avec les argilites. Les bancs montrent une variation de pendage. Presque horizontaux vers le sud (ph29), avec des chenaux, ils ont un pendage de plus en plus verticalisé et même un peu renversé vers le nord (ph30). C’est encore une disposition en éventail syntectonique. Le pendage des couches a été accentué pendant le chevauchement des brèches daniennes, elles aussi.

Ces brèches daniennes provoquent dans les alternances de brèches et argilites redressées, une schistosité de fracture bien visible dans les argilites (ph31): conséquence du chevauchement des Harmelins (ph32, 33).

La montée vers le refuge Cezanne offre un beau panorama sur la Ste Victoire. Le chemin traverse des argilites (ph34) puis des calcaires sombres (ph35) qui les recouvrent, d’âge rognacien, le tout fortement penté vers le sud. Dans la descente vers Roquehautes le chemin traverse des calcaires sombres (ph36) à gastéropodes lacustres du Rognacien (ph37), des niveaux marneux à forte teneur en matière organique, fortement pentés vers le nord et des calcaires blancs lacustres du Rognacien (ph38). Le chemin a donc traversé l’anticlinal des Harmelins.

Dans le virage qui suit, l’extrémité de la crête du marbre constituée de brèches bégudiennes (plus âgée), vient chevaucher l’anticlinal des Harmelins (ph38, 39). En allant 4 vers Bimont, on peut compléter les observations :

— les oeufs de dinosaures dans le Rognacien (40, 41)

–les cônes alluviaux superposés du Rognacien (ph42) et la surface d’érosion anté danienne sous Baou Roux témoins de l’érosion de la chaîne au cours de sa formation.

–une vue globale incluant la faille oligocène qui abaisse dans le Rognacien les brèches daniennes (ph43).

-secteur Tholonet-Zola

Au nord du village, la colline est constituée de brèches daniennes dont les bancs sont pentés vers le sud, du côté Est (ph44). En regardant vers l’ouest, vers la petite mer, les pendages sont inversés et les brèches daniennes sont chevauchées par l’ensemble des 3 brèches (bégudiennes, rognaciennes, daniennes-ph45, 46).

Une incursion entre le Tholonet et le barrage Zola nous permet de voir, outre les faciès à microcodium des argilites du Danien (ph47) et ceux du miocène marin, la surface d’érosion anté miocène (ph48,49) abaissée par rapport à la Ste Victoire par les failles normales oligocènes du cortège de la faille d’Aix (NNE/SSW) et une faille bien visible grâce à son miroir préservé (ph50)

le massif de la Sainte Baume

3 journées sur le terrain auront été nécessaires pour connaître les grandes lignes de la géologie du massif.

Le massif de la Sainte Baume est constitué de 3 unités structurales :

– Unité autochtone

-Unité allochtone (nappe du Beausset et de Roqueforcade).

– Unité parautochtone ph1 carte2

1- Unité autochtone :

——anticlinal de la Lare d’axe N40, grande masse de jurassique sup et crétacé inf.

——synclinal du Plan d’Aups, crétacé sup, en grande partie santonien. Il repose en discordance

sur le valanginien (crétacé inf) de la Lare. ph3 On se trouve à la limite du bombement provençal émergé, ici,

depuis le crétacé inf et du bassin sud Provençal ph4. Témoins de cette émersion : les poches de bauxite sur la

route de Nans les Pins ou les oxydes de fer, seul reliquat de ces bauxites sur le massif de la Lare ph5-6. Au sud

de la Lare, sous le santonien, on a tout le crétacé inf sur une épaisseur de 400m environ, renversé mais bien

présent. ph7

Le santonien du synclinal du Plan d’Aups, présente un faciès de plateforme carbonatée :

Rudistes abondants : Vaccinites, Radiolites, entiers ou en débris, avec des valves supérieures (droites) bien visibles, hippurites isolées ou en bouquets, en position de vie ou non, nérinées (gastéropodes), huîtres, chaettetidés (éponges), nombreuses milioles (foraminifères) dont Lacazina compressa qui date les sédiments du santonien. ph 8 à 19

Plusieurs fois, cette plateforme carbonatée, à la vie exubérante, est recouverte de détritique (grès), les stratifications obliques montrent des variations de courant ; le sable s’étalant sur la plateforme tue tous les organismes vivants. Ph20

Vers la ferme de la Brasque, le santonien terminal laisse place à 3 niveaux appelés écozone du Plan d’Aups.

Premier niveau : calcaires sombres, argileux, riches en matière organique, les fossiles nombreux sont des lamellibranches, des gastéropodes d’eau douce à saumâtre. On y trouve également des oogones de Charas. ph21 à 23

Deuxième niveau : entre les calcaires, des marnes noires à lignite qui fut exploité au siècle dernier. Le col de la machine, un peu plus haut rappelle le treuil qui remontait les wagons chargés ; ceux-ci descendaient vers Gémenos par une voie bien pentue. ph24-25

Troisième niveau : un bioherme à lumachelle d’ostrea acutirostris (galloprovincialis) en position de vie, dôme formé par l’accumulation de larves d’huîtres sur un fond marneux. L’étang de Thau actuel est une image très ressemblante de ce qui existait à la fin du santonien. Ph26-27

Au-dessus du col du Marseillais, les couches du flanc sud du synclinal du Plan d’Aups sont renversées. Ph28

C’est un synclinal asymétrique avec un flanc nord qui pend un peu vers le sud et un flanc sud renversé.

Dans le vallon de St Pons, au-dessus de Gémenos, le synclinal du Plan d’Aups a son axe verticalisé.

A gauche (Nord) le flanc normal ; au milieu, le cœur du synclinal est constitué de valdofuvélien lacuste et ligniteux, à droite (sud) le flanc inverse est renversé.

En résumé, à la fin du valanginien il y a émersion (bombement provençal), un sol va donc se développer sous climat tropical, Ce qui reste de cet épisode est la bauxite.

La mer revient au coniacien-santonien, plateforme carbonatée, peu profonde avec tendance à l’émersion, le continent proche amène du détritique épisodiquement.

Puis le milieu devient franchement continental, avec les sédiments de l’écozone, avant que le plissement ne commence.

2- Unité allochtone :

On peut la voir aisément en 3 lieux privilégiés :

-au-dessus du poljé de Cuges-les-Pins dans le bassin du Beausset.

-dans le ravin de St Pons au dessus de Gémenos.

-dans le synclinal du Plan d’Aups.

a- dans le ravin de St Pons :

La nappe chevauche l’autochtone. Depuis le col de Bertagne, on la voit à droite du chemin de la Glacière (au Nord) avec sa « couche savon », argiles bariolées du keuper, à gypse anciennement exploité. L’hettangien à fines lamines est au-dessus, puis le bajocien-bathonien, marnes et marnocalcaires à zoophycos et enfin le kimméridgien, calcaires gris et fins qui forme la barre St Vincent. Ph 29 à 33

Un fragment de miroir de faille dans les calcaires gargasiens autochtones, sous le pic de Bertagne, indique le sens du chevauchement de la nappe (du SE vers le NW). Ph34-35

Une faille oligocène l’affaisse vers le bassin d’Aubagne-Marseille. Ph36

b- dans le synclinal du Plan d’Aups :

La nappe chevauche le santonien du synclinal. Constituée, elle aussi, jusqu’à la tour de Cauvin de jurassique inférieur à supérieur : c’est la nappe de Roqueforcade (=du Beausset) avec ses dents qui se détachent bien dans le ciel de Provence. ph37 à39

Au pied Sud du pic des Corbeaux, la brèche datée du bégudien a joué le rôle de « couche savon » et permis le déplacement de la nappe vers le Nord. Ph40-41

Cette brèche est le produit de l’érosion du relief de la Ste Baume 1 érigé dès le fuvélien. Ph42 Cette partie de la nappe, après être passée au-dessus de la haute chaîne a pu progresser sur cette semelle bréchique.

La brèche, avec le jurassique de la nappe, est visible également dans la descente vers St Zacharie près de la ferme grande Bastide. Ph43

c- au- dessus du poljé de Cuges-les-Pins :

Du vallon de la Madeleine aux ruines de Siblette, le chemin traverse la nappe qui pente vers le Sud. D’abord le bajocien-bathonien, calcaires massifs clairs puis marnes et marnocalcaires à zoophycos, puis les autres étages jusqu’à l’hettangien et ce qui reste de la « couche savon » : le rhétien, marnes verdâtres très schistosées. Ph44-45-46

Peu après les ruines, le chevauchement est visible sur les couches renversées (jurassique sup dolomitique) du synclinal du Plan d’Aups. Ph 47-48

Caractéristiques sédimentaires de la nappe :

Au-dessus du santonien du Plan d’Aups, en discordance, repose l’hettangien à faciès très littoral voire émergé parfois. Lamines et fentes de retraits sont fréquentes. Ph49

Des calcaires à coraux (polypiers isolés) indiquent un léger approfondissement. Ph50

Les marnes et marnocalcaires du bajocien-bathonien font suite : des zoophycos, ph51 traces fossilisées en coup de balai, galeries creusées par un limnivore (ver ?) au cours de sa recherche de nourriture dans une boue calcaire mal aérée ; les zoophycos témoignent d’une sédimentation saccadée, irrégulière dans un bassin assez profond. Des ammonites, des terriers sont assez abondants. Ph52-53 Enfin, le kimméridgien aux calcaires gris et fins, se terminant par un faciès détritique indique une profondeur moindre.

Les roches de cette nappe indiquent un milieu en voie d’approfondissement, puis de remplissage ; elle provient de l’ancien bassin sud Provençal.

3- Unité parautochtone :

Il s’agit des roches du flanc inverse du synclinal du Plan d’Aups.

On peut y distinguer : – la série renversée, écaillée, légèrement déplacée

-la série renversée et déplacée.

a- la série renversée, écaillée, légèrement déplacée.

Sur le flanc sud de la Sainte Baume, à partir des ruines de Siblette et en allant vers le jas de Miceau, le chemin passe sur plusieurs surfaces polies, recouvertes de brèches, sur des plans de schistosité de fracture ou sur des morceaux de miroir de faille portant des escaliers de calcite, le tout affectant la série renversée du synclinal du Plan d’Aups. Ph54 à 57

En fait, ce sont des écailles de terrain urgonien (barrémien) reconnaissable à ses fossiles, ses lapiaz, fentes de dissolution et dollnes, légèrement poussées vers le nord et présentant des surfaces tronquées à des altitudes différentes. Ph58 à 62.

La plus belle troncature se trouve entre le jas de Sylvain et le jas de Miceau ; des cannelures, la brèche de faille, les escaliers de calcite, indiquent le sens de déplacement de ces petites écailles (vers le nord). Ph63 à66.

La coupe simplifiée -ph67- nous a été aimablement donnée par le responsable de l’association presqu’île de Giens. Elle montre bien ce flanc sud renversé et écaillé du synclinal du Plan d’Aups.

b- La série renversée et déplacée.

C’est la haute chaîne : Une écaille plus importante du flanc renversé du synclinal du Plan d’Aups a été poussée bien plus en avant vers le nord par le chevauchement de la nappe de Roqueforcade. Les couches de tout le synclinal ont été tronquées en une discordance superbe et impressionnante. Les couches gargasiennes sont très plissotées, schistosées sous la troncature et le pic de Bertagne (haute chaîne) repose sur le cœur du synclinal. Ph68 à70

remarque : il en est de même du Candelon, près de Brignoles. –ph42.

Voici 2 vues pour terminer ph71-72, la coupe classique de JP .Caron, C.Tempier et G.Gieu 1968 ph73 et une animation qui essaie de synthétiser les grandes lignes de l’histoire du massif. anim74.

Le massif des Maures et du Tanneron constituent un seul ensemble composé de roches cristallines. Ph1

Un maquis dense et impénétrable de plantes silicicoles occupe la plus grande partie de l’espace. Ph2

C’est un massif montagneux, mais, ce qui frappe le plus, c’est qu’il y a peu de rivières, sauf dans les micaschistes;

exemple: le Batailler près de Bormes les Mimosas. ph3 Les terrains sont imperméables, les nappes phréatiques peu

importantes, les sources ont un faible débit et sont taries en été. Elles sont situées dans les zones altérées,

fissurées (failles E-W, limites de roches différentes), d’où des réserves d’eau nécessaires: Trapan (eau du Gapeau), St Cassien, ancien barrage de Malpasset, barrage de La Môle, retenues collinaires (lac des Escarcets- la garde freinet. Ph3

– Une ceinture détritique permienne entoure les Maures, mais, vers Fréjus, s’intercale l’Estérel au volcanisme permien qui provoque une inversion de relief dans cette dépression. Ph4-5.

En mer, le canyon des Stoechades, creusé au messinien (6MA) s’insinue entre le massif et les îles d’Hyères qui en font partie. Les terrains würmiens étaient à l’affleurement au maximum glaciaire, il y a 18 000 ans.

L’isobathe – 2000 m, bas du talus continental, matérialise le raccordement avec la Corse avant sa dérive au miocène inférieur (–20 à -15MA). Ph 6.

Le massif des Maures est un fragment de la chaîne Hercynienne ou plus globalement varisque, qui est en réalité une double chaîne.

La fermeture de l’océan iapetus (silurien) donne naissance à la chaîne calédonienne, ce qui aboutit à la formation d’un grand continent nord : la Laurussia. Ph7

On a donc fin silurien (445MA) 2 super-continents : un au nord et l’autre au Sud : le gondwana, séparés par l’océan rhéique. Sur la partie nord du Gondwana , il y a la micro plaque Armorica séparée de ce dernier par le petit océan massif central. Ph8.

La chaîne varisque résulte de la collision de Gondwana et Laurussia après fermeture de l’océan massif central d’abord, qui subducte vers le Nord (collision dévonien 420-360MA) puis de l’océan rhéique qui subducte vers le sud (collision carbonifère 360-300MA). Ph9

Ainsi se forme la Pangée, continent unique, qui, depuis le début du secondaire, s’est fragmenté donnant ainsi les plaques actuelles. Ph9

Le massif des Maures se trouve sur la branche Est de la chaîne varisque européenne, branche qui est morcelée et dont des lambeaux sont repris et incorporés dans la chaîne alpine. La mer se trouvait à l’Est. Ph10

Voici en résumé comment se forme une chaîne de montagnes ph11.

-Un océan naît avec son plancher basaltique, des sédiments s’accumulent. Ils constitueront une grande partie des roches de la future chaîne.

-fermeture de cet océan par subduction ; un prisme se constitue avec plis, chevauchements, métamorphisme, volcanisme associé.

-Subduction continentale qui va finir par se bloquer, les roches ayant la même densité ne peuvent s’enfoncer très profondément.

-ce qui aboutit à une collision avec plis chevauchements métamorphisme, reliefs élevés, racine profonde.

-enfin effondrement de la chaîne avec exhumation des roches profondes, rétrométamorphisme, plis et chevauchements volcanisme, érosion, remontée de la racine.

On retrouve toutes ces étapes dans le massif des Maures.

Les témoins de l’océanisation : 550-420 Ma

+++ présence de sédiments marins attestés par la présence de quelques fossiles de Graptolites (animaux pélagiques coloniaux), datés du silurien 420MA , trouvés au Fenouillet et récemment à Porquerolles. Ph12-13.

+++ sédiments métamorphisés mais dont la stratification est encore reconnaissable :

——— fort de Brégançon ph14

Les alternances visibles de schistes riches en paillettes de mica blanc séricite de petite taille- anciennes argiles- et de quartzites – anciens sables siliceux- ont conservé la stratification de la série sédimentaire détritique. Ph15

Cette rythmicité est typique du dépôt de petites avalanches sous-marines de type flysch (turbidites).

Cette série détritique a été soumise à des forces responsables de la schistosité visible parallèle à la stratification et marquée par un feuilletage des schistes, surtout.

En outre, ces roches ont subi plusieurs phases de déformations. On peut voir, associés à des plis, ph16 —— des plans de schistosité réfractés en passant d’une roche compétente, le quartzite, à une roche qui l’est moins, le schiste (séricitoschiste) ph17

De même au microscope, on peut voir plusieurs schistosités, dont une, très remarquable par la position différente des cristaux de chloritoïde. Ph18

La présence de chloritoïde permet de classer ces roches dans le faciès schistes verts, dans la zone à chlorite et grenat.

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.

————–port du Niel (Giens) ph19

Affleurement de phyllades (chloritoschistes et séricitoschistes) présentant une nette foliation avec de nombreuses lentilles de quartz. Ph20

Les plans de stratification encore visibles mais très déformés attestent de l’origine sédimentaire des roches.

Comme à Brégançon ces dépôts caractérisent une sédimentation de type flysch.

Quartz et séricite caractérisent un métamorphisme faible de faciès schistes verts de la zone à chlorite (pas de chloritoïde, ici).

Les fines strates sont plissées, les flancs des plis étirés parallèlement aux plans axiaux des plis : ce sont des plis couchés. Ph21

Cet échantillon de micaschiste montre encore quelques plans de stratification résiduels et des tectoniques superposées qui ont replissé les premiers plis. Ph22.

+++ lithosphère océanique avec croûte basaltique et lambeaux de manteau.

————la Carrade ph23

Dans la carrière de Croix –Valmer, affleurement de péridotite serpentinisée, donc, une roche du manteau supérieur, en lentille (il y en a 21) au sein des gneiss et micaschistes (métasédiments).

Cette péridotite a subi un métamorphisme hydrothermal responsable de la serpentinisation, c’est-à-dire transformation des olivines, des orthopyroxènes (pas de clino) en minéraux hydratés de la famille des serpentines- l’antigorite lamelleux ph24 et le chrysotile fibreux. Ph25. Elle fut utilisée comme pierre ornementale. Ph26

———— le CLA- (complexe leptino-amphibolique)- plage de Sylvabelle et d’Héraclée.

Cortège de roches métamorphiques constitué d’un ensemble rythmique de bancs clairs (leptynites) et de bancs sombres (amphibolites) très altérés à l’intérieur des terres. Ph27. Moins altérés en bord de mer, comme ici à Sylvabelle ph28, la série est très redressée. Ph29

La foliation nette est marquée par la présence de lits clairs et de lits sombres. on peut y trouver par endroits des grenats.

Le CLA alterne avec les micaschistes riches en grenats, également très redressés, dont la foliation est bien soulignée par des lits riches en micas blancs et des lits de quartz, ph30 bien visibles en bordure de la plage d’Héraclée. Ph31.

Des lentilles de roche grenue plus ou moins étirée sont localement présentes dans les lits d’amphibolites. Ph32. Un affleurement de quelques mètres carrés se trouve sur la plage de Sylvabelle ph33. Cette roche grenue est un gabbro. Ph34.

Il est interprété comme le protolithe à l’origine des amphibolites. Des datations donnent un âge de 540MA pour le protolithe et de 330 MA environ pour le métamorphisme qui affecte le CLA.

Il s’agit d’un volcanisme bimodal identique à celui de l’Estérel (rhyolites-basaltes) donc volcanisme de rift continental ou de zone de transition océan-continent.

Des déformations affectent le CLA, pli, ph35 failles, et plis en fourreaux ph36 qui rappellent que ces roches ont subi un métamorphisme de faciès amphibolite.

résumé sur les témoins de l’océanisation : le métamorphisme augmente d’Ouest en Est. ph37-38

Les témoins de la subduction : 420 à 380 MA

Au bout de la plage de Tahiti, ph39 au sein des gneiss de St Tropez ph40 (migmatitiques), affleure une lentille décamétrique de roche sombre, ph41 une amphibolite, mais, qui, à l’observation, renferme des petits grenats rouges auréolés de blanc. Ph42

L’assemblage grenat + omphacite (cpx) caractérise les éclogites, roches métamorphiques formées à haute pression-basse température lors d’une subduction et stable dans le faciès éclogite vers 60 km de profondeur.

Les analyses indiquent que cette roche a la composition chimique d’un basalte mis en place au niveau d’une dorsale océanique. Donc océan vers l’ EST.

Feldspath plagio + cpx augite + olivine ————– grenat + omphacite cpx

Basalte éclogite

(à Collobrières, à l’ouest, pareil, il y a des amphibolites, mais basalte plus alcalin = marge continentale de gondwana, océan vers l’est). ph43.

Mais la couronne blanche autour du grenat (plagio et hornblende) est le témoin d’une réaction chimique incomplète entre le grenat et l’omphacite. Ph44

Cette couronne blanche s’est formée à des conditions de T et Pression plus faibles correspondant au faciès amphibolite. Ph45

Cette réaction a eu lieu lors de l’exhumation, c’est-à-dire la remontée de la roche vers la surface. C’est une réaction de rétrométamorphisme.

Grenat + omphacite + eau ———- plagio(albite) + hornblende (amphibole)

Le chemin suivi par ce basalte depuis son émission peut être tracé sur le schéma pression-température. Ph45.

Résumé sur la croûte océanique : métamorphisme qui augmente vers l’Est, subduction vers l’Est.-ph46.

Les marqueurs de la collision : 350- 320 MA

Ce sont les plis, les failles, les chevauchements vers l’Est, la subduction continentale accompagnée d’un métamorphisme MP-MT jusqu’à un début de fusion partielle ; des déformations ductiles avec des plis d’écoulement ou en fourreaux, qui matérialisent le raccourcissement, l’épaississement de la chaîne. Ph47

———–Difficiles à voir sur le terrain, d’autant qu’on ne voit que le résultat final avec la dernière étape- l’exhumation (le retour des roches en surface), ces chevauchements se repèrent mieux sur cartes, grâce aux travaux de géologues chevronnés. Ph48

La carte montre que les chevauchements ont rejoué en faille normale lors de la dernière étape.

Voici une coupe NE-SW. Ph49

————-Ce qui se voit bien mieux sur le terrain, ce sont les cristaux néoformés qui accompagnent le métamorphisme MP-MT.

—–Sur les plages St Clair et Rayol-Canadel, les micaschistes, en plus des quartz et des micas blancs, ont leur foliation déformée par la présence de cristaux de grenats, disthène, staurotide, biotite, andalousite et sillimanite vue sur lame mince seulement. Ph50 à 56

Ce qui place les micaschistes de la plage st clair dans le faciès amphibolite de la zone biotite-disthène et ceux de la plage Rayol-Canadel, dans le même faciès mais de la zone biotite-muscovite-sillimanite.

—–les gneiss de Bormes, datés de 320 MA, sont des gneiss oeillés. Ph57

Le protolithe était un granite porphyroïde : c’est donc un orthogneiss.

Ce devait être le socle sur lequel se sont déposés les sédiments aujourd’hui métamorphisés.

La foliation de ce gneiss est plissée, ce qui montre qu’il a subi des contraintes tectoniques lors de la subduction continentale.

—–le gneiss de Pampelonne, gneiss oeillé, lui aussi, donc orthogneiss, ph58 a subi un début de fusion. Du matériel blanc (quartz et feldspath orthose) s’est rassemblé, les minéraux noirs plus réfractaires (micas) restés sur place, forment de petites accumulations. Ce n’est plus tout à fait un gneiss, mais déjà une migmatite.

On est là dans le faciès des granulites. Ph59.

Résumé sur les marqueurs de la collision. ph 60.

————–les déformations ductiles.

Sur les plages de St Clair et du Rayol, micaschistes et gneiss ont une stratification complètement effacée par une foliation qui présente elle-même des déformations ductiles : plis, microplis, ph61 plis d’écoulement. Celui-ci, remarquable, à sa partie gneissique en relief car plus résistante à l’érosion que sa partie micaschisteuse. Ph62

Les plis en fourreaux sont des plis d’écoulement à axes courbes. Ph63-64 Le plan axial de ces plis est horizontal, les flancs présentent une linéation d’étirement qui indique la direction du mouvement. Ph65

L’empilement des plis est responsable de l’épaississement. Ph66

Les plis d’écoulement affectent aussi les migmatites. Ph67

L’Exhumation et désépaississement de la chaîne : 330- 290 MA

Se traduit par :

—————-l’effondrement de la chaîne vers l’Ouest avec rejeu en faille normales des chevauchements. Ph68-69.

—————-la formation de FD (failles décrochantes) dextres.

Par exemple la FD de Grimaud au pied du col de collebasse. Ph70-71-72.

On ne voit pas de miroir de faille mais un vallon correspondant à une zone érodée jalonnée par des mylonites – roches broyées.

Ces FD sont associées aux bassins carbonifères de plan de la tour et Boson dans le Tanneron. Ph68

—————–des cisaillements.

Par exemple au col du Canadel, les cristaux de staurotide qui avaient englobé des grenats au cours de leur croissance pendant la collision ph73, sont étirés et cassés lors de l’exhumation, du désépaississement de la chaîne. Ph74

—————–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. Ph75.

+la carrière de Reverdit nous montre des migmatites affleurant à gauche et sous les cumulats. Ph76-77.

Elles proviennent de la fusion partielle de gneiss de la croûte continentale, ph78 donc d’orthogneiss. Elles ont un âge de 304 à 305 MA.

Au milieu affleure la tonalite ph79 exploitée pour des enrochements.

C’est une roche grenue composée de quartz, felds plagioclases, biotite, hornblende, donc diorite quartzique. Ph80.

Elle constitue un pluton qui s’est insinué dans les migmatites à la faveur de 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 ne place il y a 301 MA.

A droite, le granite de Plan de la Tour ph81 à quartz, orthose – ici mâcle de Carlsbad- micas blancs et noirs. Ph82

Ce granite provient de la fusion partielle de la croûte continentale. Il forme un très grand pluton aligné sur la faille de Grimaud.

Mis en place vers 301 Ma (à 304) , il est postérieur à la tonalite qu’il recoupe. (filons)

On est dans le faciès amphibolite- solidus franchi. Ph83.

+Le dernier pluton à s’être mis en place vers 299-300 Ma est celui de Camarat. Ph84.

Il est intrusif dans les gneiss migmatitiques de St tropez datés de 301- 302 MA, qui sont des gneiss oeillés ayant subi une fusion partielle. Ph85-86.

————-Voici une coupe qui replace les Maures dans le prisme d’accrétion de cette partie de la chaîne varisque. Ph87.

Fin carbonifère, la chaîne des Maures –varisque- est achevée et soumise à une érosion active.

On voit ici le permien reposer directement sur la chaîne arasée. Ph88.

Cette érosion active sur plusieurs kms d’épaisseur, associée au désépaississement font qu’on voit, non pas comme dans les Alpes des structures superficielles, mais des structures profondes. Ph89.

Le bassin de Barrême qu’on nomme souvent synclinal de Barrême n’est synclinal que dans sa partie Est, à cœur oligocène. Son flanc Ouest se présente sous la forme d’un monoclinal. D’un axe N-S, il est déjà structuré dès la phase pyrénéoprovençale : les conglomérats d’Argens témoignent de l’érosion des massifs calcaires situés au Sud.

La formation des Alpes va créer devant le prisme orogénique, résultat de la collision de la plaque Europe et de la plaque Apulie, un bassin flexural d’avant-pays qui va ensuite être chevauché et incorporé à la chaîne au cours de sa surrection et de sa progression vers l’Ouest. Ph1-2

La partie proximale du bassin flexural en voie d’approfondissement va être le siège d’une sédimentation importante caractérisée par la trilogie du priabonien et du rupélien à savoir :  a – calcaires nummulitiques priaboniens ; faciès carbonaté peu profond.

b – marnes bleues pendant tout le rupélien (oligocène inf) ; elles caractérisent l’approfondissement du bassin.

c – turbidites et poudingues matérialisent le remplissage avec, à la fin, un environnement deltaïque (Clumanc- St Lions).

A partir du chattien (oligocène sup), le bassin est incorporé à la chaîne qui le chevauche et le fait migrer vers l’Ouest. Les sédiments de cet épisode sont des dépôts continentaux fluviolacustres issus de l’érosion des Alpes (molasses rouge, grise, verte).

Les rivières, aujourd’hui, s’écoulent toujours dans le même sens (du N vers le S) ; elles devaient être plus longues à cette époque pour drainer des matériaux issus des Alpes internes.  Le moteur possible de cette incorporation du bassin flexural à la chaîne en formation serait le poinçonnement de la plaque européenne par la plaque apulienne. Celle-ci a entrainé et écaillé la zone d’Ivrée, laquelle a soulevé et soumis à l’érosion les Alpes internes (Queyras, Viso, Dora-Maira), modifié les mouvements du manteau, ce qui a généré un volcanisme andésitique (St Antonin). Ph3

Plus localement, le diapir de Gevaudan a dû, lui aussi, provoquer un plissement synsédimentaire : celui de l’anticlinal de Malvoisin, au moins. Ph 4-5 carte géologique très simplifiée et log.

 1- le bassin de Barrême :

D’axe N-S, il présente un flanc Ouest monoclinal (jurassique, crétacé inf, éocène) à pendage Est et un flanc Ouest sans crétacé inf, mais avec du crétacé sup, puis une zone très plissée en anticlinaux et synclinaux perturbés par la présence de diapirs. Ph 6-7-8-9

2 – avant le bassin flexural : les poudingues d’Argens (lutétien-bartonien, 48 à 37,2MA). Ph 10-11-12

Les poudingues d’Argens se mettent en place à partir des reliefs formés pendant la phase pyrénéoprovençale (40MA). Les galets en calcaires locaux, très gros, témoignent d’un transport court.

On peut y voir une succession de chenaux et de plaines d’inondation, des chenaux emboîtés, des failles….l’écoulement se faisait du Sud vers le Nord.

3 – remplissage du bassin flexural : Trilogie du priabonien et rupélien.

——les calcaires nummulitiques :

Il y a une  discordance entre les marnes aptiennes et les  calcaires nummulitiques.

Pendage N/S, 30°E pour l’aptien et pendage N/S, 40° à 45°E pour les calcaires nummulitiques  priaboniens (éocène) 37à 34MA.  Donc dépôt des calcaires sur une surface érodée. Ph13

C’est un calcaire argilosableux, de couleur rousse ; il renferme de nombreuses nummulites, des  lamellibranches, quelques polypiers, des débris de coquilles : c’est la première étape de la transgression dans le bassin de Barrême qui commence juste  à s’approfondir

——–les marnes bleues :

Marnes calcaires et sableuses qui se déposent pendant tout le rupélien (37 à 28,5MA-oligocène inf). Elles  contiennent les grès de ville, de Senez, et les conglomérats de Clumanc et de St Lions. ——-   ph-5–14-15

Elles caractérisent la transgression qui commence dès le priabonien et s’amplifie au rupélien dans le bassin flexural.

Les grès de ville, calcaires, riches en paillettes de micas blancs, débris de coquilles et de végétaux marquent des épisodes de début de régression, de fluctuation de la ligne de rivage. Les minéraux lourds étudiés proviennent des Maures-Estérel et des volcans de St Antonin (Evans,2004). Des figures de courant indiquent le sens des apports, mais les figures trouvées n’étaient pas en place. Les études montrent  qu’ils proviennent du SE.

——–les turbidites et les conglomérats :

Grès de ville, conglomérats de Clumanc en 4 lentilles (ici la deuxième). Ph16 à 19

A la base de ces conglomérats les galets sont calcaires,  la matrice est un grès grossier. Au-dessus, les conglomérats se chargent en galets exotiques (basaltes, serpentinites, radiolarites, andésites, gabbros).

Dans les grès associés, on peut voir des séquences de turbidites de type AC (grès grossiers et convolutes) avec à la base des cannelures provoquées par des objets traînés et des flutes cast (figures de courant). Les mesures  du sens du courant indiquent des apports provenant de l’Est et d’autres du Nord, en accord avec les galets exotiques qui viennent des Alpes internes et de St Antonin (andésites).

Donc, le bassin continue de se remplir, les faciès sont devenus fluviatiles. Le sens des apports est différent, les Alpes internes fournissent les matériaux détritriques ; elles se sont soulevées. Il y a régression. Le paysage devait être une plaine alluviale avec des chenaux fluviatiles

———–présence d’olistolithes dans le bassin flexural.

La butte St Jean  à Barrême est constituée de calcaires sénoniens qui, avec leur base brèchique, reposent  sur le calcaire nummulitique tertiaire (priabonien).

Il s’agit d’un olistolithe  détaché du rebord  d’une falaise pendant la transgression nummulitique.   Ph20

Falaise située à l’Est (vers Gevaudan), car il n’y a pas de sénonien à l’Ouest de Barrême. Il faut admettre que l’érosion a fait reculer la falaise sénonienne vers l’Est depuis la chute de ce bloc au tertiaire.

4 – fin du remplissage et début du soulèvement du bassin flexural : fin du rupélien.

———Clumanc.

Une vue vers l’Est, montre la discordance entre les conglomérats et les marnes bleues au niveau du château de Clumanc.  Ph21  Sur la route qui conduit à Clumanc, on peut voir le pendage vers l’Ouest des conglomérats.  Ph2   La vue de la butte vers le nord montre cette fois un pendage vertical pour les conglomérats.    Ph23-24

On peut donc reconnaître une sédimentation en éventail. Il s’agit d’un pli qui progresse de l’Est vers l’Ouest, d’un pli synsédimentaire qui  a commencé avant le dépôt des conglomérats (discordance) et a continué ensuite.                                                                                 Le bassin flexural commence à être soulevé sur son flanc Est.

———-St Lions.

++St Lions- cimetière.   Ph25-26

Les conglomérats de St Lions, semblables à ceux de Clumanc, présentent eux,  aussi, une sédimentation en éventail. Il s’agit encore d’un pli synsédimentaire qui se propage du Nord vers le Sud ; c’est dû au  pli anticlinal de Chaudon Norante qui est comprimé localement car on est dans une zone complexe (nappe de Digne, mais aussi arc de Castellane).

++ St Lions- coulet rouge.

Sur les marnes marines à natica, on voit le conglomérat qui présente des clinoformes (formes inclinées) et au-dessus, il est horizontal ; il s’agit de foresets et de topsets  qui caractérisent un delta.   Ph27

Le sens du courant vers le Sud est donné par l’orientation des clinoformes.

On a donc, fin rupélien, un petit delta qui prograde vers le sud.  Il y a un changement de topographie.  Les courants qui venaient de l’Est, viennent maintenant du nord. Il y a régression, vidange vers la  mer qui est au sud.

5 – dernière transgression dans une partie du bassin.  St Lions. Ph28-29

Un bioherme à coraux et lamellibranches affleure au sommet du coulet rouge. Il a été daté du début du chattien (28,5 à 23MA). Il s’agit de la toute dernière incursion, très rapide, localisée, de la mer très peu profonde (faciès récifal). Les dépôts vont devenir continentaux.

6 – le bassin flexural est incorporé à la chaîne : chattien (oligocène sup).

———-molasse rouge datée du chattien (oligocène sup).   ph30-31

Elle est constituée de sables grossiers rouges plus ou moins consolidés et de chenaux dont les galets sont des calcaires locaux mais aussi des galets provenant du remaniement des conglomérats de Clumanc et de St Lions.

Donc environnement fluviatile avec chenaux et plaine d’inondation, les molasses rouges marquent l’émersion du bassin de Barrême.

———les molasses grises puis vertes :

L’affleurement commence par un dépôt de poudingues puis une alternance de grès, calcaires, marnes sableuses à micas blancs et grains de quartz. Ces strates contiennent des fossiles : Helix terrestres, lamellibranches, et une faune saumâtre à Bithynies (à cause du gypse de Gevaudan tout proche). Des figures sédimentaires (rides de vagues) complètent nos observations. On a ici un environnement qui passe d’un milieu fluviatile à un milieu lacustre. Age : fin du chattien.   Ph32 à 37

La molasse verte datée de l’aquitanien (23 à 20,5MA- miocène) fait suite à cette molasse grise. La couleur est due à des grains de serpentinites et des pyroxènes de roches basaltiques. Ce sont des apports continentaux venus du nord.   Ph38

Le bassin est incorporé à la chaîne, soulevé, il n’y a plus que des dépôts continentaux qui proviennent des Alpes internes.

7 – la mer est à Senez : fin rupélien.

——–anticlinal de  Malvoisin.     Ph39-40-41

Au cœur de l’anticlinal les marnes bleues, surmontées par les grès de Senez (équivalents latéraux des conglomérats de Clumanc et de St Lions) qui sont terminés par des conglomérats. Age rupélien.

On peut constater que les dépôts sont plus épais au SW. Au-dessus, la molasse rouge (chattien) dans laquelle une sédimentation en éventail est visible.                                            C’est un pli synsédimentaire, comme à Clumanc, qui a commencé à se former dès le dépôt des grès.

Dès la fin du rupélien et pendant le chattien le bassin flexural est incorporé à la chaîne alpine.

———-grès de Senez.    Ph42 à 45

Non loin du village, une barre de grès grossiers à débris de fossiles, s’est éboulée  en partie et présente un danger pour les habitants. On peut y voir des stratifications obliques bien marquées qui indiquent une progradation de la barre vers le nord.                                               En s’approchant, de nombreuses rides de vagues sont visibles. La mer est peu profonde.   Il y a progradation vers le nord car la vidange du bassin flexural du nord vers le sud fait monter le niveau de la mer qui était ici, à Senez.

En résumé, les apports détritiques qui ont rempli le bassin flexural pendant la transgression de la fin éocène sont venus d’abord du Sud (Maures, Estérel, Corse, Sardaigne), puis lorsque la chaîne alpine interne a commencé à se soulever puis à chevaucher vers l’Ouest, ils sont venus de l’Est (St Antonin) et du Nord.   Ph46

Les poudingues de Clumanc et le delta de St Lions sont l’illustration de la vidange qui s’effectue alors vers le Sud  et qui fait monter le niveau de la mer qui prograde un peu vers le Nord à Senez.  Il y a modification du bassin suite aux compressions qui donnent les plis synsédimentaires côté Est ; le diapir de Gevaudan a joué aussi un rôle dans la formation de ces plis.

Le résultat en est l émersion du synclinal qui est incorporé à la chaîne alpine ; les Alpes continuant de se soulever, le synclinal aussi ; d’où les dépôts continentaux de molasse rouge, grise, verte.

Aujourd’hui, soumis à l’érosion à son tour, les matériaux transportés par les cours d’eau (Asse de Blieux, Asse de Clumanc, Asse de Moriez) participent au comblement du bassin flexural actuel qui est le plateau de Valensole.

2 journées sont nécessaires pour parcourir et reconnaître des affleurements de la marge passive ardéchoise de l’océan alpin, en commençant par le socle du côté de Largentière et en allant vers le Rhône du côté de Viviers.

Situation : Entre le massif central, les massifs cristallins externes (Pelvoux, Belledone…..) et la Provence, une dépendance de l’océan alpin : le bassin Vocontien (aujourd’hui les Baronnies) est bordé par une plateforme carbonatée (PFC) qui prograde vers le Sud (Vercors), vers le Nord (monts de Vaucluse) et vers l’Est (marge ardéchoise). Dans notre circuit nous allons rencontrer des failles qui affectent cette marge. Ce sont des FN qui vont se créer dès le trias et même le permien puis jouer jusqu’à la fin du crétacé inf) ; le crétacé sup est peu abondant dans notre circuit (Bayne). Ces FN, les plus proches des Alpes vont rejouer en FI au tertiaire. ph1-2

Arrêt 1 : vallée de la Lande- château de Rochemure.

On est sur le socle (chaîne hercynienne). Il y a des gneiss, des granites, micaschistes, quartzites micacés.une faille parallèle à la route met en contact le socle et le permien. Une autre, aussi, perpendiculaire à la route. Ph3-4

Arrêt 2 : moulin de la Lande. Permien.

Argiles, pélites et silts rouges alternent avec schistes noirs, grès fins micacés. Ces faciès correspondent à des levées, à une plaine d’inondation envahie périodiquement par des crues. Un chenal gréseux est d’ailleurs bien reconnaissable et des traces de gouttes de pluie signalent les périodes d’émersion. La chaîne hercynienne s’érode. Ph5-6-7

Arrêt 3 : la Lande, vigne près de Coudouysse.

Contact faillé entre le permien et le trias sup. Grès arkosiques grossiers alternant avec des argilites sableuses, des siltites versicolores (vert, gris, rouge). Des galets de quartz sont encore abondants. Ces faciès indiquent encore une plaine d’inondation. L’érosion de la chaîne hercynienne se poursuit au trias sup ; elle est pénéplanée, alors que la distension a commencé et que les failles affectent le socle et sa couverture. Ph8-9

Arrêt 4 : Chapelle sous Aubenas N103. Ji à Jm.

Une coupe d’Ouest en Est le long de la N103 montre :

Le toarcien est en contact faillé avec l’hettangien ; les crochons indiquent bien le sens de déplacement. Il s’agit d’une FN. Ph10                                                                                                              Il y a une surface d’érosion entre l’hettangien calcaire et le toarcien calcaréogréseux.

Cette lacune pourrait indiquer une émersion de ce compartiment après l’hettangien ou un haut fond balayé par des courants empêchant toute sédimentation. Ph11                                   A l’Est, toarcien et hettangien sont en contact faillé avec le bathonien marnocalcaire. Là encore les crochons indiquent le sens du déplacement des compartiments : il s’agit encore d’une faille normale. ph12                                                                                                                                 Au jurassique inf les sédiments sont plus calcaires qu’au trias mais il y a encore une composante siliceuse (hettangien et toarcien) ; l’érosion de la chaîne hercynienne se fait encore sentir. La sédimentation est marine ; il y a des lacunes, des failles qui décalent des compartiments. On est sur la marge passive de l’océan alpin côté ardéchois.                            Le bathonien ne comporte plus de détritique siliceux ; ce sont des marnocalcaires; la période de rifting est en train de s’achever.

Les forages sur la coupe ph13 montrent que ces failles affectent le socle. Ensuite, la lithosphère continentale va se couper, la croûte océanique va se constituer vers le Queyras et la sédimentation post-rift va prendre le relais sur cette marge passive.

Arrêt 5 : Uzer- vers aérodrome. Jm à Js.

En quittant la D104 pour prendre la petite route menant à l’aérodrome de Lanas, on traverse successivement les marnocalcaires du bathonien puis du callovien inf et on arrive aux calcaires carriés et rognoneux du callovien moyen. Après le virage, la route traverse les calcaires à patine rousse de l’oxfordien moyen avant d’atteindre l’oxfordien supérieur sur le plateau. Ph14-15-16

On constate donc une lacune du callovien supérieur et de l’oxfordien inférieur.

Ce bloc était donc soit émergé soit un haut fond parcouru par des courants qui empêchaient tout dépôt.

Les géologues datent le début du stade post-rift du callovien sup-oxfordien inf.

Il y a donc ici le passage du stade syn-rift au stade post-rift. Ph16.

Arrêt 6 : Uzer- carrefour la croisette. Ji

Hettangien visible en bord de route après le village d’Uzer, puis avant le carrefour de la croisette, l’hettangien sup avec ses calcaires noduleux cendrés alternant avec des calcaires. Ph17-18

Ils contiennent par endroits des fossiles de lamellibranches, 8des galets de quartz plus ou moins roulés qui montrent que le socle subit encore les effets de l’érosion. Des petites failles parcourent l’épaisseur des sédiments. Ph19-20-21-22. D’après D. Martin(1985) les calcaires noduleux seraient le résultat de 2 actions conjuguées

: ——–bioturbation : enrichissement en matière organique des sédiments non lithifiés par des organismes fouisseurs. Ces parties de sédiments labourées verraient leur diagénèse ralentie par rapport aux sédiments non bioturbés qui formeraient les nodules.

———compaction différentielle : la partie carbonatée lithifiée pourrait se fissurer sous l’effet de la compaction et les parties argileuses non encore consolidées pourraient s’insinuer dans les fissures. Ph 18-23.

Arrêt 7 : Uzer- route de Balazuc D294. Js.

Dans la montée la route traverse les calcaires gris de l’oxfordien sup, puis, sur le plateau le kimméridgien enfin, le tithonien avant d’arriver à Balazuc.

On peut constater que les marnes ont disparu, il n’y a plus que des calcaires. C’est une première plateforme carbonatée (PFC) progradante vers l’Est qui vient tout recouvrir au stade post-rift. La carte géologique montre que l’altitude décroît vers l’Est et qu’il y a de nombreuses failles qui l’affectent. Ph2

Mais dans l’oxfordien sup, il y a un pli et une faille inverse avec un beau crochon (ancienne FN qui a rejoué en FI). Ces 2 observations montrent qu’il y a eu une compression tardive, tertiaire au moment des plissements pyrénéo-provençaux ou alpins. Ph24-25-26

Arrêt 8 : Chauzon près de Pradons au bord de l’Ardèche. Js-Ci.

Le tithonien entaillé par l’Ardèche disparait sous la terrasse rissienne ; il est affaissé par une faille normale. à Pradons, les reliefs sont constitués de sédiments hauteriviens (crétacé inf). ph27

La première PFC du jurassique supérieur est fracturée, abaissée vers le bassin Vocontien. C’est le stade post-rift qui correspond à l’océanisation, à la formation de croûte océanique vers le Queyras ; ici, la subsidence est due au refroidissement de cette partie de la lithosphère ou subsidence thermique. La ph28 qui illustre l’évolution d’une marge passive donne une image de ce qui s’est passé sur la marge ardéchoise. :

–stade 2, couleur grise, première PFC jurassique sup.

–stade3, couleur grise, première PFC faillée, abaissée par subsidence thermique ; par-dessus, va se former la deuxième PFC du crétacé inf.

Arrêt 9 : Rochecolombe. Crétacé inf.

Village médiéval perché, dominé par les ruines du château féodal, possédant une bien jolie cascade. En montant vers le village ruiné, mais en voie de réhabilitation, on passe devant une FN qui met en contact le valanginien marneux et l’ hauterivien plus calcaire. A l’arrière du vieux village, deux roches sont superposées : calcaires et marnocalcaires hauteriviens surmontés par les calcaires massifs du barrémien constituant la deuxième PFC qui va combler le bassin. Ph29-30-31.

Une faille normale qui a aussi une composante décrochante dextre décale ces deux roches. Ph32-33.

Arrêt 10 : Valvignères . par Alba puis vers St Thomé. Ci.

Notre itinéraire va se poursuivre dans le crétacé inf où les failles sont difficiles à voir.

De la montagne de Berg à St Thomé la route traverse l’hauterivien inférieur épais de 840m. On y voit surtout des affleurements importants de calcaires à miches notés n3d-n3e-n3f sur la carte géologique. Au-dessous les marnes grises forment la plaine de Valvignères qui s’étale du Sud vers le Nord jusqu’aux Coirons. Ph34. Cette plaine est limitée à l’Est par une faille normale qui la met en contact avec les couches plus récentes des calcaires à miches. Ph35. Cette FN est la seule qui soit bien visible dans le paysage avec celle qui affecte les calcaires notés n3e au premier pont. Un torrent intermittent affluent du Dardaillon a creusé son lit dans les roches fragilisées par la faille. ph36.

Les miches sont des masses calcaires ovales emballées dans les marnes. La notice de la carte géologique nous éclaire un peu. Il y a un peu de quartz, de la glauconie, de la tourmaline, des débris charbonneux. Il s’agit des boues et des silts calcaires avec un peu de quartz qui auraient constitué une ébauche de PFC. Mais la subsidence thermique jouant, la pente créée aurait été suffisante pour faire descendre dans le bassin Vocontien les sédiments insuffisamment lithifiés qui auraient formé ces miches prises dans la vase. Ce n’est qu’au Barrémien que la PFC urgonienne va réussir à se former. Ph37

La ph28 stade 3 donne une image de cette sédimentation des calcaires à miches dans une pente (en rose, sédiments de pente). Le stade 3 (suite) donne, lui, une image de la PFC urgonienne au barrémien qui va se constituer au-dessus des calcaires à miches (en marron).

Près de St Thomé, les failles normales qui mettent l’hauterivien en contact avec le barrémien ont enregistré les compressions tardives tertiaires (pyrénéo-provençales et alpines) et sont chevauchantes (FI=failles inverses) mais difficiles à voir. Heureusement la nature des roches change et il y a contact anormal : à côté des calcaires à miches on voit des couches de calcaires et de marnes bien plus épaisses, quelques slumps puis les calcaires francs de la deuxième PFC. Ph38-39-40. La ph41 est une coupe de cette partie de notre itinéraire.

Arrêt 11 : vallée de la Nègue. Barrémien.

Sous le village de St Thomé une faille qui affecte les terrains du barrémien est bien visible. Ph42.

Dans la vallée, vers Valgayette, on se trouve dans un fossé limité par 2 FN qui ont rejoué en FI. On peut y voir la Nègue couler jusqu’au gué sur les bancs calcaires du barrémien moyen puis au niveau du gué et vers le sud, ce barrémien moyen vient chevaucher le barrémien inférieur plus marneux.ph 43-44-45.

Arrêt 12 : Bayne . crétacé inf et crétacé sup.

Peu avant Bayne, dans un grand virage affleurent des calcaires gréseux très clairs d’âge albo-cénomanien. On les voit aussi sur la colline face à nous (au Nord). De part et d’autre de terrains plus anciens- albien, gargasien, bédoulien dont on a vu les pendages prononcés dans la montée et qu’on peut mesurer ici.N60,85°E.

C’est un synclinal d’axe NE/SW enserré par des FN qui ont rejoué en FI. L’érosion ayant dégagé les sables et marnes sableuses de l’albien et du bédoulien, c’est aujourd’hui un synclinal perché. Ph46.

A la sortie de Bayne, vers St Montan, le synclinal disparaît car le recouvrement des sables albiens plantés en vignes par les terrains barrémiens de St Thomé et de l’anticlinal de Serre des Parts est total au niveau du col. Ph47.

Notre itinéraire se termine à St Montan, village médiéval ruiné, mais reconstruit par l’ association des amis de St Montan. Il est bâti sur les calcaires du barrémien supérieur. ph48.

En résumé, nous avons parcouru la marge passive ardéchoise depuis le socle jusqu’au bassin Vocontien ; nous avons pu voir des failles normales, des sédiments syn-rift, post-rift, 2 tentatives de construction de PFC ; la première, jurassique supérieur, n’a pas abouti suite à la subsidence de la marge passive. La seconde, barrémien supérieur s’étend de la Provence au Jura en passant par l’Ardèche. Une dernière transgression a déposé un peu de crétacé supérieur avant que l’océan alpin ne se referme. Les plissements tertiaires (pyrénéo-provençal et alpin) ont peu déformé cette marge : synclinal de Bayne, et rejeu de quelques failles normales en failles inverses.

le massif d’Allauch

Le massif d’Allauch est une unité structurale bien nette. Il est situé dans le bassin de Marseille et d’Aubagne qu’il domine de ses 729m au Plan de l’Aigle (butte des Pinsots). ph1

Il s’est bien individualisé lors de la phase de rifting oligocène, prélude à la dérive du bloc

corso-sarde au début du miocène. Lors du rifting, le bassin de Marseille-Aubagne a été

découpé en une série de horsts et de grabens. Le massif d’Allauch en est le horst le plus haut ;

il est limité par des failles normales qui lui donnent une forme en triangle (faille de l’Amandier côté N et faille des Gavots, côté S).

Il porte toutefois sur son flanc méridional les traces du chevauchement pyrénéo-provençal

(éocène-bartonien 40MA).

En effet, le massif de l’Etoile qui a chevauché vers le nord à cette époque, est passé par-dessus le futur massif d’Allauch. Des plis, des écailles, des failles inverses, des chevauchements, des klippes sont les marqueurs du raccourcissement qui a épaissi la couverture lors de cette phase pyrénéo-provençale.

La partie centrale du massif, de forme triangulaire, autochtone, est constituée de terrains allant du jurassique sup au crétacé sup mais il y a une lacune du barrémien au cénomanien ou au turonien. A la place, on trouve de la bauxite. C’est donc une série réduite par rapport aux terrains qui la recouvrent au sud ou au nord. Cette série réduite correspond à un période d’émersion : le bombement provençal, période pendant laquelle s’est formée la bauxite sous climat tropical, à partir des terrains qui sont absents.

On a donc, superposées, une série réduite et une série complète qui se trouvait plus au sud (vers Marseilleveyre) et ramenée ici par la compression due à la phase pyrénéo-provençale, il y a 40MA. ph2

Voici en résumé la structure que nous avons découverte en 3 journées de sorties sur le terrain :

La partie centrale (série réduite) découpée à l’oligocène par des failles normales.

La nappe (série complète) qui vient, à partir d’une zone située vers Marseilleveyre, chevaucher le massif puis former la chaîne de l’Etoile. Il en reste une klippe, le Garlaban, sur la partie centrale et une large bande sur la bordure sud et ouest du massif.

La nappe a entrainé sous elle des écailles :

—La série renversée (comme à la sainte Baume) entre Allauch et les Bellons.

—La série du bec Cornu, crétacé supérieur.

—La série triasique et liasique.

3 écailles qui se trouvaient quelque part au sud en direction de Marseilleveyre.

Le parking du cimetière du Claou (Allauch) se trouve au pied de petite Tête Rouge dans la zone centrale du massif, sur le crétacé sup autochtone (turonien). ph3

Le chevauchement de la série renversée passe au niveau du parking et de la route.

La faille normale de l’Amandier a abaissé le crétacé sup (coniacien, santonien) lors du rifting oligocène. ph4

Une petite bande de trias est visible dans une ancienne carrière proche du parking où le turonien autochtone est un peu perturbé par cet accident et le chevauchement de la série renversée. ph5-6

Au pied de tête de Puy Rouge (hauterivien à faciès urgonien de la série renversée d’après la nouvelle carte au 1/50 000), ph7 le cénomanien à rudistes, huîtres, nérinées… repose sur le turonien autochtone de la zone centrale. Ce cénomanien à faciès récifal constitue la base de la série renversée. ph8 à 11.

Voici une vue générale de cette série prise au pied de grande Tête Rouge avec la faille qui abaisse le coniacien. ph12-13.

En approchant de l’hauterivien à faciès urgonien, on arrive à la grotte des Pestiférés où persiste une partie des terrains aptiens –grès à glauconie- qui reposent sur le cénomanien à rudistes, base de la série renversée. Ce cénomanien est cisaillé avec des stries N20 qui indiquent le sens du chevauchement de cette série sur l’autochtone de la zone centrale. ph14 à 20.

Vue générale du massif à partir de la grotte. ph21.

En allant vers Tête Ronde, on passe par 2 anciennes mines de bauxite, mines alignées du NW au SE.

La première, sous grande Tête Rouge, montre une discordance d’environ 5° entre son toit turonien et son mur hauterivien. ph22-23.

La deuxième était plus importante. Elle occupe une cavité karstique creusée dans le mur dont on voit encore quelques piliers dépasser. ph24

Le cénomanien repose en discordance sur la bauxite et une petite faille normale abaisse le turonien par rapport au cénomanien.

Voici le miroir de la faille avec sa brèche de faille et le crochon qui indique le sens du mouvement. ph25-26.

Ce cénomanien, autochtone, renferme des fossiles : préalvéolines, huîtres, gastéropodes, rudistes ichthyosarcolites, lumachelle à huîtres ; ils témoignent d’un faciès plutôt lagunaire alors que le cénomanien de la série renversée au faciès récifal devait donc se trouver un peu plus au sud, entre Allauch et Marseilleveyre. ph27 à 30.

Aux Bellons, on a une jolie vue sur les barres du St Esprit et la colline de Ruissatel, nappe qui entraine 2 écailles : la série triasique et liasique compliquée par des strates à l’endroit et d’autres à l’envers et l’unité du bec Cornu qui prend la suite de la série renversée qui disparait aux Bellons. ph31-32

L’unité du bec Cornu laisse en avant une klippe sur les barres du St Esprit, klippe de valanginien qui repose, strates verticales, sur l’hauterivien de la zone centrale affecté par une schistosité de fracture indiquant le sens du chevauchement de l’écaille du bec Cornu et donc de la nappe. ph33-34

Le chemin qui conduit à la ferme des Camoins, au pied de bec cornu, passe dans l’unité de bec Cornu où on voit une bande de schistes noirs albiens chevaucher la zone centrale alors qu’elle-même est chevauchée par l’écaille de trias et lias et la nappe. ph35

Cette bande s’élargit aux abords du bec Cornu et dessine un synclinal à cœur aptien-albien qui chevauche la zone centrale. Nous n’avons pas pu voir au sud du bec Cornu. ph36

Le chemin de Garlaban montre ensuite des roches du trias (cargneules, gypse, marnes versicolores) de la série triasique et liasique et la nappe, mais aussi la faille normale des Gavots qui a joué ou rejoué à l’oligocène. ph37-38-39

Puis le chemin s’élève entre Garlaban et le Baou des Gouttes dans le valanginien affecté par des déformations – plis, failles inverses orientés vers le nord, stylolithes (joint de pression-dissolution) dont on peut voir une dalle en 3D, la couche supérieure étant enlevée par érosion. ph40 à 43.

Ces déformations sont la conséquence de la mise en place de la nappe dont il reste aujourd’hui la klippe de Garlaban, pli anticlinal couché d’axe ENE-WSW, qui repose en discordance sur l’hauterivien de la zone centrale dont la surface présente des plans de schistosité de fracture, des escaliers de calcite qui précisent le sens du chevauchement. ph44 à 47.

Enfin, cette vue générale du sud du massif d’Allauch montre des failles normales oligocènes qui ont ensuite découpé le massif lors de la phase de rifting qui a précédé la dérive du massif Corso-Sarde. ph48.

texte de ma conférence sur les bassins flexuraux vus au cours de nos sorties.

Les bassins d’avant-pays ou flexuraux en PACA.

Un bassin flexural ou d’avant-pays ou molassique se trouve à l’avant et /ou à l’arrière d’une chaîne de montagnes qui, par son poids, déforme son avant-pays en une dépression où s’accumulent les sédiments issus du démantèlement, de l’érosion de la chaîne. Ph1-2

Comment se forment-ils plus précisément ?

La terre est constituée de plaques lithosphériques mobiles les unes par rapport aux autres.ph3 Les unes s’écartent, d’autres se rapprochent, d’autres enfin, s’affrontent à la vitesse de quelques cm par an. Ph4                                                                                                          Voici un schéma récapitulatif. ph 5.

L’âge des fonds océaniques confirmé par les inversions magnétiques, révèle leur déplacement progressif depuis les dorsales océaniques jusqu’aux fosses où la lithosphère océanique disparait ayant pour conséquence la fermeture de l’océan. ph6-7.                         Les deux lithosphères continentales entrent alors en collision. Mais ayant la même densité, la subduction va vite se bloquer avant de reprendre un peu plus avant.

Le résultat est un empilement de segments de croûte continentale, responsable du raccourcissement et de l’épaississement crustal dans le prisme orogénique ainsi formé. Ph8. Ce fort épaississement est à l’origine d’une forte surcharge qui affecte la lithosphère plongeante, laquelle plie et se flexure. Cette déformation forme un bassin d’avant-pays ou flexural ou molassique où vont s’accumuler les produits de la chaîne en formation. Ph9.   La collision se poursuivant, les sédiments des bassins flexuraux sont soulevés par des failles aveugles, puis par des failles inverses, sont déformés et incorporés en partie à la chaîne en formation. ph10.                                                                                                                               Un nouveau bassin va alors se former à l’avant du front de collision.

La progression d’Est en Ouest de la chaîne alpine se suit par l’âge des dépôts synsédimentaires successifs qui se déposent dans ces bassins flexuraux de plus en plus externes. ph11.

Voici une coupe du prisme orogénique alpin aujourd’hui.

Il y a en réalité 3 prismes emboîtés : ph12-13-14.

– Un prisme océanique incorporé à la chaîne, suite à la subduction de la lithosphère océanique.                                                                                                                                                                 Le FH (flysch à helminthoïdes) s’est formé dans ce qu’il restait de l’océan alpin Cs éoc inf.

– Un prisme crustal limité à l’Ouest par le FP (front pennique). Les premiers bassins flexuraux eoc-oligo puis oligomio se remplissent. La transgression migrant d’E en W.

– Un prisme lithosphérique avec à l’Ouest les bassins flexuraux actuels mioplio (Grésivaudan, Valensole).

La photo 15 montre par satellite les Alpes et les bassins flexuraux actuels.                               Sur le terrain, dans des paysages superbes, on peut voir des lambeaux de la lithosphère océanique constituée d’éléments de la croûte et d’éléments du manteau : ce sont des roches vertes encore appelées ophiolites ainsi que les sédiments qui se sont déposés sur cette lithosphère : les schistes lustrés par exemple. ph16-17 (la série s’est renversée lors des plissements ph17).

Alors que la subduction est presque terminée, les derniers sédiments qui se déposent sont les flyschs – ici le FH ph18 – qui, avec la collision, vont être repoussés, vont passer sur le deuxième prisme, ZB, il en reste des témoins malgré l’érosion ph18, et se retrouver sur le 3 ième prisme ZD, vers l’extérieur de la chaîne : c’est la nappe des flyschs. Ph19-20. (ZB = zone briançonnaise, ZD = zone dauphinoise).

La collision induisant la flexure de la plaque plongeante et donc la subsidence du bassin flexural, se manifeste par la transgression nummulitique.

Les dépôts associés à la transgression nummulitique se mettent en place dans le temps et dans l’espace suivant la séquence – calcaires nummulitiques – marnes bleues- grès d’Annot. ph21-22.                                                                                                                                              Cette sédimentation présente un diachronisme latéral d’Est en Ouest dont on peut mesurer la vitesse moyenne. Les premiers dépôts datent du bartonien vers l’Italie et du priabonien supérieur à Barrème (fin éocène), ce qui correspond à une vitesse de transgression de l’ordre de 2 à 5 cm/an.

Même vitesse pour les schistes à blocs qui témoignent de la mise en place des nappes de flyschs : priabonien vers l’Italie au chattien vers l’exterieur (oligo). ph23. L’érosion n’en a laissé qu’une partie.

Voici les bassins flexuraux de Provence classés en fonction de l’âge de leur remplissage de plus en plus récent vers l’Ouest. ph24.                                                                                                  Les calcaires nummulitiques traduisent le début de la transgression – ph25-, les marnes bleues, l’approfondissement du bassin et les grés d’Annot son remplissage par des turbidites (coulées sableuses) décrites par Bouma en 1962.

Voici quelques photos de séquences de Bouma prises dans le synclinal de Peira Cava. Ph26-27-28-29-30. Et dans le vallon du Fournel où les grès sont chevauchés par les nappes briançonnaises et incorporés à la chaîne alpine. Ph31-32.

Les apports qui comblent ces différents bassins par l’intermédiaire de grands deltas progradants, proviennent des massifs émergés situés au sud : Maures, Corse, Sardaigne. Ph33-34

La suite des événements qui ont suivi la transgression nummulitique et le remplissage des bassins est bien enregistrée dans le bassin de Barrème. D’un axe N-S, son flanc Ouest se présente sous la forme d’un monoclinal. Ph35 avec une discordance entre les marnes aptiennes et les calcaires nummulitiques. Ph 36.

Pendage N/S, 30°E pour l’aptien et pendage N/S, 40° à 45°E pour les calcaires nummulitiques priaboniens (éocène) 37à 34MA.

Donc dépôt des calcaires sur une surface érodée.                                                                              C’est un calcaire argilosableux, de couleur rousse ; il renferme de nombreuses nummulites, des lamellibranches, quelques polypiers, des débris de coquilles et ici un terrier : c’est la première étape de la transgression dans le bassin de Barrême qui commence juste à s’approfondir ph37.                                                                                                                                            Puis les marnes bleues calcaires et sableuses se déposent pendant tout le rupélien.       Elles caractérisent la transgression qui commence dès le priabonien et s’amplifie au rupélien dans le bassin flexural. ph 38-39.

Les grès de ville, calcaires, riches en paillettes de micas blancs, débris de coquilles et de végétaux marquent des épisodes de début de régression, de fluctuation de la ligne de rivage. Les minéraux lourds étudiés proviennent des Maures-Estérel et des volcans de St Antonin ph 40.                                                                                                                                                         les turbidites et les conglomérats de clumanc qui correspondent aux grès d’Annot :              A la base de ces conglomérats les galets sont calcaires, la matrice est un grès grossier. Au-dessus, les conglomérats se chargent en galets exotiques (basaltes, serpentinites, radiolarites, andésites, gabbros). Ph 41-42.

Dans les grès associés, on peut voir des séquences de turbidites de type AC (grès grossiers et convolutes) avec à la base des cannelures provoquées par des objets traînés et des flutes cast (figures de courant). Les mesures du sens du courant indiquent des apports provenant de l’Est, en accord avec les galets exotiques qui viennent des Alpes internes et de St Antonin (andésites). Ph 43-44.

Donc, le bassin continue de se remplir, les faciès sont devenus fluviatiles. Le sens des apports est différent, les Alpes internes fournissent les matériaux détritriques ; elles se sont soulevées. Il y a régression. Le paysage devait être une plaine alluviale avec des chenaux fluviatiles                                                                                                                                              Une vue vers l’Est, montre la discordance entre les conglomérats et les marnes bleues au niveau du château de Clumanc. Ph 45

Sur la route qui conduit à Clumanc, on peut voir le pendage vers l’Ouest des conglomérats. Ph46 La vue de la butte vers le nord montre cette fois un pendage vertical pour les conglomérats. Ph 47-48.

On peut donc reconnaître une sédimentation en éventail. Il s’agit d’un pli qui progresse de l’Est vers l’Ouest, d’un pli synsédimentaire qui a commencé avant le dépôt des conglomérats (discordance) et a continué ensuite. Ph48a.

Le bassin flexural commence à être soulevé sur son flanc Est.

Puis le bassin flexural est incorporé à la chaîne avec dépôt des molasses rouges datées du chattien (oligocène sup) et constituées de sables grossiers rouges plus ou moins consolidés et de chenaux dont les galets sont des calcaires locaux mais aussi des galets provenant du remaniement des conglomérats de Clumanc en particulier ph38- 49-50.

Donc environnement fluviatile avec chenaux et plaine d’inondation, les molasses rouges marquent l’émersion du bassin de Barrême.

On voit ensuite les molasses grises puis vertes :                                                                                     Cet affleurement, par exemple, commence par un dépôt de poudingues puis une alternance de grès, calcaires, marnes sableuses grises à micas blancs et grains de quartz. Ces strates contiennent des fossiles caractérisant un milieu continental ph 38-51-52-53.

La molasse verte datée de l’aquitanien (23 à 20,5MA- miocène) fait suite à cette molasse grise. La couleur est due à des grains de serpentinites et des pyroxènes de roches basaltiques. Ce sont des apports continentaux venus du nord-est. Ph38- 54.                            Le bassin est incorporé à la chaîne, soulevé, il n’y a plus que des dépôts continentaux qui proviennent des Alpes internes.                                                                                                                   Plus au sud, à Senez, non loin du village, une barre de grès grossiers à débris de fossiles, s’est éboulée en partie et présente un danger pour les habitants. On peut y voir des stratifications obliques bien marquées qui indiquent une progradation de la barre vers le nord. En s’approchant, de nombreuses rides de vagues sont visibles. La mer est peu profonde. Ph 55-56-57.

En résumé, les apports détritiques qui ont rempli le bassin flexural pendant la transgression de la fin éocène sont venus d’abord du Sud (Maures, Estérel, Corse, Sardaigne), puis lorsque la chaîne alpine interne a commencé à se soulever, à chevaucher vers l’Ouest, ils sont venus de l’Est (St Antonin) et du Nord. ph 58.

Les poudingues de Clumanc sont l’illustration de la vidange qui s’effectue alors vers le Sud alors que la mer se trouve à Senez (les conglomérats de Clumanc et les grès de Senez ont le même âge). Il y a modification du bassin suite aux compressions qui donnent les plis synsédimentaires côté Est

Le résultat en est l émersion du synclinal qui est incorporé à la chaîne alpine ; les Alpes continuant de se soulever, le synclinal aussi ; d’où les dépôts continentaux de molasse rouge, grise, verte. Transporté au dessus de la nappe de Digne, il est peu déformé. ph 59.

Le moteur possible de cette incorporation du bassin flexural à la chaîne en formation serait le poinçonnement de la plaque européenne par la plaque apulienne. A l’oligocène inf, la plaque Apulie change de direction de convergence contre la plaque europe (de E en W, au lieu de N au S). ph 60

La plaque plongeante se casse, une tomographie montre un corps froid qui se retrouve isolé dans le manteau plus chaud. Ph 61-62.                                                                                              Le rebond isostatique, engendré, permet la mise en place du corps d’Ivrée qui agit comme un poinçon vertical contre les Alpes internes qui sont soulevées. Ph 63

Le volcanisme andésitique (st antonin) est engendré par les mouvements du manteau consécutif au retrait du slab apennin.

Une étude très récente a montré qu’il n’y a pas eu rupture de la plaque plongeante (slab) avec des images mieux définies. Il n’en reste pas moins qu’il y a poinçonnement de la plaque européenne par la plaque apulienne avec une surrection rapide (2 à 3 mm/an à l’oligocène inf au lieu de 0,4mm/an de vitesse moyenne de surrection).

Voici maintenant quelques photos d’autres bassins flexuraux de Provence :

Peira Cava avec ses grès d’Annot, succession de turbidites et de chenaux sur environ 1000m d’épaisseur. ph64.

Clue du Pérouré. Au niveau de la clue affleurent des bancs redressés de conglomérats oligocènes à galets locaux qui alternent avec des marnes gréseuses, résultat d’une érosion locale. On peut y voir en coupe, un chenal qui coulait d’est en ouest sur une surface d’érosion.

Les couches suivantes remplissent le bassin en onlap, alternance de grès et de marnes. On peut y trouver des graviers de silex mais aussi de radiolarites alpines.

La source est plus lointaine et provient des Alpes en surrection.

Du vieux village d’Esclangon, la vue sur le vélodrome montre l’incorporation du bassin flexural à la chaîne alpine lors de la mise en place de la nappe de Digne à la fin du miocène. ph 65 à 71.

Au nord de la Motte du Caire, la molasse rouge oligocène repose sur les terres noires du JS, avec, là aussi, des bancs gréseux et des marnes, correspondant à des cours d’eau et leur plaine d’inondation. Parmi les galets on trouve des radiolarites et des protogines, roches alpines.                                                                                                                                                            Poussée vers le SW par la nappe de Digne, cette zone se débite en écailles qui se chevauchent participant ainsi à l’épaississement crustal qui caractérise une chaîne de montagnes. ph72 à 75.

Esparron-la-bâtie molasse rouge oligocène, ici aussi, plissée et chevauchée par la nappe de Digne qui a laissé en avant une klippe de JS dans un paysage de carte postale. Ph 76-77-78.

Les tracés des cours d’eau issus de ces 3 bassins pourraient-ils être à l’origine du cours d’une paléodurance oligocène ? ph79 (hypothèse lue dans pdf Y.Bour : les bassins molassiques oligocènes périalpins de la région de Digne).

Synclinal de Montmaur (près de Veynes).                                                                                                    Le cœur du synclinal est occupé par les molasses rouges et vertes à chenaux conglomératiques contenant de nombreux galets alpins dans un paysage entièrement calcaire. Ph80-81-82.

Le bassin flexural actuel, en Provence, est le bassin de Valensole qui commence à être incorporé à la chaîne alpine comme on peut le voir à Trévans (conglomérats miopliocènes renversés et chevauchés par la nappe de Digne). Ph 83-

A l’occasion de ma dernière sortie sur la côte bleue, j’ai pu constater que les sites de l’Estaque (Marseille 16 ième) récemment décontaminés, dépollués et nettoyés jusqu’à la roche, offrent désormais des affleurements nouveaux et très lisibles. J’ouvre donc une page sur les sites de l’Estaque que nous avons visités. Suite sur les pages Carry et Sausset.

Sites de l’Estaque et Riaux, Le Marinier.

La carte géologique –ph1- montre une grande faille orientée NE-SW jusqu’au port de la Lave où elle se prolonge en mer et vers Corbière. C’est un réseau de failles.

On est là à l’extrémité d’une très grande faille : la faille d’Aix qui remonte vers le NE, passe par Meyrargues, se prolonge par la faille de la moyenne Durance, la faille du Vançon, la faille de la haute Durance et se perd sous le Montbrison non loin de Briançon.

4 arrêts vont être décrits-ph2- Corbière, port de la Lave avec quelques arrêts dans les calcaires et brèches de l’Estaque et de Riaux,  chemin de la Nerthe, près de l’ancienne cimenterie et  le Marinier.

    1-Corbière. -ph2 et 3-

Une grande faille NE, affecte les calcaires du jurassique supérieur dolomitisés  et la partie non dolomitisée située en dessous.

A droite de la faille, on ne voit que la partie dolomitisée, on trouve la partie calcaire, en bas de la route, près du port de la Lave. –ph4- elle a donc un rejet de plus de 80m et un jeu normal.

2-port de la Lave. –ph 4 et 1-2.

La faille de la Lave (Aix) NE à fort pendage a aussi un jeu normal.                                                 Sur la droite, au SE, les calcaires très blancs de l’Estaque alternent plus ou moins avec des brèches. Une sédimentation en éventail avec fort redressement côté faille indique un jeu synsédimentaire de cette faille. Dans  les calcaires on trouve des Charas, végétaux d’un groupe intermédiaire entre mousses et fougères –ph 5, 6 et 7-vivant  dans une eau douce à faible profondeur.des sections de tiges et des oogones (fruits) sont bien visibles avec une loupe.                                                                                                                                                                      Avec un peu de recul, on voit bien le contact jurassique de la Nerthe et oligocène du bassin de Marseille, secteur Estaque. –ph8-                                                                                                               Et on peut voir presque de face la sédimentation en éventail qui se faisait pendant le fonctionnement de la faille. Vers le haut, les couches presque horizontales indiquent que cette partie du bassin  est pratiquement comblée.-ph9-

Un peu plus loin, on peut constater que les couches très redressées contre la faille normale et peu épaisses, en éventail, ont leur épaisseur qui augmente en allant plus vers le centre du bassin. Elles s’épaississent vers une autre faille normale qui devait aussi fonctionner et devait être située plus au sud, en mer, délimitant ainsi un bloc basculé hectométrique. –ph10-

La subsidence étant saccadée, à chaque jeu de la faille, les couches déposées se redressent à son contact. Il y a donc toujours un « creux », qui, même peu profond, est un piège à sédiments.                                                                                                                                                                Les brèches qui alternent plus ou moins avec les calcaires lacustres témoignent du fonctionnement de la faille. –ph11-

Ebranlés par le jeu de la faille, des blocs tombent dans le bassin recouvrant le calcaire sur une certaine distance, ou les ravinant jusqu’à détruire, sectionner, emporter pour partie certaines strates, puis la sédimentation du calcaire lacustre reprend et recouvre les brèches jusqu’au prochain jeu de la faille.-ph12-                                                                      Certaines failles sont scellées : elles ont fonctionné un certain temps, puis, le bassin s’agrandissant, c’est une autre faille normale nouvellement formée qui fonctionne à son tour ; des brèches puis des sédiments calcaires la recouvrent alors et la scellent, -ph13-

En montant vers Riaux, on peut voir des failles normales qui affectent les calcaires de l’Estaque dont une montre clairement un jeu synsédimentaire. Accès impossible car trop escarpé et situé en propriété privée fermée, on peut sur photo,  mesurer ses différents rejets et reconstituer son histoire.-ph14-15.

-ph16-Mesures sur papier (en cm) et non en réel, propriété privée, fermée, et affleurement trop escarpé.                                                                                                                                                         Mais le raisonnement est valable pour le réel.

-en a la faille de joue 5 cm—-rejet a = 5 cm.

-en b, la faille joue de 10 cm —– rejet  b 5+5 = 10 cm.

-en c la faille joue de 30 cm —–  rejet c 5+5+20 = 30 cm.

Dans l’ordre des événements :

1 . dépôt de c, puis la faille joue de 20 cm

2 . dépôt de b, puis la faille joue de 5 cm. Donc b =5 cm et c = 20+5 =25 cm.

3 . dépôt de a, puis la faille joue de 5 cm. Donc a=5 cm et b = 5+5 =10 cm et c =20+5+5 = 30 cm.

Vue sous cet angle, la faille ne semble pas scellée.

A chaque jeu de la faille normale, un creux se forme, se remplit de sédiments avant que la faille ne rejoue à nouveau et le creux se remplisse à nouveau, le tout avec une profondeur d’eau faible.                                                                                                                                                          Puis  le bassin s’élargit, avec de nouvelles failles actives et s’approfondit  de  la même manière : profondeur d’eau faible et subsidence saccadée.

-ph17- depuis la faille normale NE-SW, les sédiments s’affaissent en blocs basculés vers le SE. ; Ce faisant, ils se réajustent dans le sens NE-SW en petits blocs indépendants et on peut y voir des failles normales (voire inverses) qui repositionnent les différents blocs de façon stable.

3- Chemin de la Nerthe.  Non  loin de l’ancienne cimenterie –ph1 et 2.

En regardant vers le SW, on retrouve le faisceau de failles normales qui abaisse la chaîne de la Nerthe vers la mer actuelle. On peut reconnaître le jurassique sup calcaire et le jurassique sup dolomitique renversé puis la faille normale de la Lave (Aix).-ph18-

Au pied de cette faille une brèche épaisse contenant un olistolithe de jurassique sup hectométrique est recouverte par les calcaires lacustres de l’Estaque mais l’érosion et l’action de l’homme masquent le contact calcaire-faille.-ph19-

    4- le Marinier.  –ph20 et 21-

Un peu plus haut, au NE, au Marinier, on retrouve la faille normale de la Lave (Aix).Ce hameau est situé dans un vallon très étroit, oligocène. C’est dans ce secteur que s’est ouvert le bassin de Marseille au rupélien sup (oligocène inf). L’ouverture s’est ensuite arrêtée avant de reprendre et se propager plus au sud à l’oligocène supérieur (chattien).-ph1 et2-

Conclusion :

Au rupélien sup, le bassin de Marseille s’ouvre au Marinier, bassin étroit, puis à l’Estaque. Au chattien l’ouverture se propage au reste du bassin.

Nature des sédiments : -calcaires de l’Estaque à characées.

-brèches.

-brèches chenalisantes, ravinantes.

-brèches à ollistolithes.

Sédimentation rythmée, saccadée due à l’activité des failles normales synsédimentaires d’orientation NE-SW (faille d’Aix) qui ouvrent le bassin.

Les brèches traduisent le jeu des failles normales. Pendant les calmes tectoniques, seuls, les calcaires précipitent dans le bassin lacustre et moulent ou prennent la suite des brèches.

Pas d’apports exotiques en provenance du massif corsosarde, ici, à l’Estaque.

La subsidence est tectonique, due au rifting qui a précédé la dérive Corsosarde au début du miocène.

Les sédiments sur blocs basculés sont des sédiments synrift.

La sédimentation synrift est en éventail.

Pas de sédiments postrift ici, mais à Sausset (Tamaris, Srte Croix,Beaumaderie).

Voir la page Sausset.

Le volcan de Beaulieu– 13-bouches du Rhône.

Un volcan ? Beaucoup de monde sait qu’il y en a un du côté de Rognes, mais où ? Personne ne l’a vu !

Et pour cause ! C’est un volcan particulier de type maar, c’est-à-dire un volcan en creux  rempli de lave donc, surface à peu près plane ! Voilà pourquoi personne ou presque, ne le voit !

Le volcan de type maar résulte d’une éruption phréatomagmatique ; le magma, en montant,  rencontre une petite quantité d’eau (nappe phréatique, ruisseau, lagune peu profonde). L’eau entre alors en surpression jusqu’à ce que la poussée de la vapeur soit supérieure au poids des roches situées au dessus du magma. S’ensuit alors une série d’explosions très violentes qui vont ouvrir à l’emporte pièce un cratère profond (les forages se sont arrêtés à 80m de profondeur, il y avait toujours du basalte. Profondeur estimée : autour de 200m). Les débris envoyés à plusieurs km de hauteur retombent tout autour en une nuée déferlante qui va construire autour du cratère un petit croissant pyroclastique. De ce fait, on a un volcan qui ne ressemble pas aux autres : un grand creux entouré par un  rebord fait de débris de roches sous-jacentes et de bombes volcaniques. ph 1- 2-3. De plus, ici, à Beaulieu, le cratère était rempli de lave, d’un lac de lave, et le croissant est aujourd’hui érodé, donc aucun relief.Un bord effondré du cratère est cependant, visible non loin de la route D14. Il sépare un terroir planté en vignes sur sol argilo-calcaire d’un terroir sur roche basaltique. ph4.

Des restes du croissant pyroclastique sont encore présents, malgré tout, en bordure du chemin, tout près de la ferme de Beaulieu -ph5, au Sud-Ouest, où nous avons trouvé  des petits galets de quartz vert, indice de la transgression miocène, et aussi quelques laves en coussins qui témoignent d ’une mise en place dans l’eau (mer burdigalienne).  ph -6-7.

Il est encore présent aussi, au lieu-dit le vallon, au nord, où nous avons trouvé une valve d’huître miocène,  ce qui confère à l’éruption un âge tertiaire, conforté par les datations radiométriques effectuées : 18,2 MA avec 0,5 MA d’incertitude. Donc âge burdigalien. ph8.

Ce volcan s’est mis en place dans un contexte de divergence initié à l’oligocène sur un noeud de failles N-S et E-W. Il est contemporain de l’ouverture du  bassin océanique provençal, suite à la dérive du massif corso-sarde.

Le volcan a connu une ou deux éruptions. Un premier lac de lave a comblé le cratère. On y trouve la roche du côté Ouest du cratère, au milieu des vignes. C’est un basalte très foncé, riche en nodules de péridotite altérée-ph8b, arrachés au manteau. Le magma a donc une origine profonde (plus de 30km).

Un deuxième lac de lave a occupé la partie Est du cratère. C’est cette roche entièrement cristallisée (structure doléritique)  que les carriers ont exploitée. ph3-9-10.

Les affleurements altérés montrent une érosion en boules alors que ceux qui ne le sont pas révèlent une prismation (en orgues) assez fruste. ph-11-12-13.

Les derniers signes de l’activité volcanique, alors que le lac de lave terminait sa solidification, se manifestent par l’arrivée de gaz qui se condensent en gros cristaux dans des fissures et donnent une roche filonienne constituée de plagioclases, de pyroxènes (augite) et d’oxydes de fer –ph14 A  cause de sa ressemblance avec des pegmatites, cette roche  a été appelée pegmatitoïde. ph15.

La sédimentation reprend ensuite, avec des dépôts continentaux, non loin de la ferme de Beaulieu,  datés par une faune de micromammifères (zone MN3-Aguilar, 2003) de 17,2 à 16,8Ma (burdigalien supérieur).

Photos complémentaires : ph16- zéolites remplissant les bulles dans le basalte

Ph17- huître miocène trouvée en 2013 dans le croissant pyroclastique, au lieu-dit le vallon.

Les vins du volcan

Le domaine de Beaulieu, avec ses 140 ha de vignes plantées au cœur du cratère, offre un terroir très diversifié par des expositions diverses (Ouest, surtout), des sols différents : argilo-calcaires  et volcaniques, ce qui donne une typicité réelle aux vins élaborés avec des cépages tels que :

Grenache, cabernet sauvignon, syrah, cinsault, mourvèdre pour les vins rouges et rosés.

Sauvignon, rolle, ugni, semillon pour les vins blancs.

Les vins  sont des AOC coteaux d’Aix-en-Provence certifiés « agriculture raisonnée ».

Les ophiolites de la haute Ubaye

ph1 et2- La convergence de la plaque Afrique et de la plaque Europe à partir du Cs a eu pour conséquence la fermeture de l’océan alpin qui a subducté.  Ainsi s’est créé un prisme océanique qui s’est rempli de sédiments  tels que les schistes lustrés (SL) puis  les flyschs  à helminthoïdes (FH) ont fini de combler le prisme océanique.

L’affrontement des deux plaques avec début de subduction continentale s’ensuit. Mais la densité des roches de la croûte continentale étant la même, la subduction s’arrête pour reprendre un peu plus avant, puis se bloque à nouveau. Il se crée ainsi un prisme crustal (oligomiocène).

Les FH, derniers sédiments de l’océan alpin (Cs-éoc inf) sont les premiers à migrer vers l’Ouest, passant par-dessus le prisme crustal (la ZB =zone Briançonnaise) et va se retrouver en avant du front pennique (FP), sur la zone alpine externe ( la ZD =zone dauphinoise).

Une petite  partie de la lithosphère océanique échappe à la subduction et va remonter. On y trouve des gabbros, des basaltes, des péridotites et leurs sédiments associés : les SL (au sens large). Ils ont subi un métamorphisme SB -schiste bleu (BTHP), puis à la remontée, un métamorphisme SV-schiste vert (BPBT).

Par la suite, la contrainte venue, cette fois, de l’Est par la plaque Apulienne (dépendance de la plaque Africaine), associée à la rupture ou non du slab qui provoque un rebond isostatique, un coin du manteau de la plaque Apulienne (corps d’Ivrée) agit comme un poinçon vertical contre les alpes internes qui sont soulevées, serrées et une partie rétrocharriée vers l’ Est (mio-pliocène).

Les Alpes sont donc constituées de 3 prismes emboîtés. La vallée de l’Ubaye traverse les 3 zones alpines (ZD, ZB, ZLP) en formant une succession d’anticlinaux et de synclinaux (si on ne tient pas compte des failles, chevauchements qui sont intervenus) – ph3.

Pont du Chatelet : ph4

Il sépare la zone Briançonnaise (dont l’anticlinal du Marinet)   du synclinal de  Meyronnes, Jausiers, Sérenne, occupé par les nappes de flyschs (dont la nappe du Parpaillon) qui reposent sur la ZD non visible ici.

Vue amont :  à son extrémité SW le flanc de l’anticlinal est vertical. Il est constitué de Js (marbre de Guillestre visible au niveau des appuis du pont.

L’Ubaye a creusé une gorge de 120m de haut dans ce verrou que le glacier würmien n’a pas réussi à éroder.

Les calcschistes (marbres en plaquettes) marquent le début de l’unité de Sérenne et donc du synclinal occupé par les flyschs de l’Embrunais-Ubaye.

C’est une zone sismique active. Les failles de Sérenne sont dans le prolongement de la faille de la haute Durance et traversent l’Argentera avant de se perdre en mer au large de Menton. Le séisme du 5 avril 1959, de magnitude 5,5 dont l’épicentre se trouvait non loin des Sérennes et provoqué d’importants dégats dans la vallée de St Paul sur Ubaye a laissé une trace encore visible aujourd’hui : le déplacement de la pointe du clocher de l’église de grande Sérenne. ph5

En arrivant aux deux premiers hameaux de Maurin, on peut voir, en rive droite, la fin de la ZB avec l’extrémité de l’anticlinal du Marinet déversé vers le NE. Il est chevauché , lors du serrage oligo-miocène par le massif de la Font-Sancte. ph6

Au dessus du troisième hameau de Maurin (combe Bremond), la rive droite est encombrée d’éboulis. On peut voir toutefois qu’elle chevauche (FC =faille de Ceillac) l’ancienne zone océanique (ZP et ZL) en poussant devant elle une écaille (Eissassa) qui constitue la dernière partie de la ZB. ph7

Les éboulis, en barrant le cours de l’Ubaye, ont créé le lac de Parouart en amont de combe Bremond, il y a quelques centaines d’années. Il avait une superficie de 21 ha en 1842. Il se comble, depuis,  par les apports des petits torrents actifs. Il mesure moins de 1 ha aujourd’hui. ph8-9.

Détails en rive droite : le massif du Péouvou imposant avec ses dolomies noriennes (trias sup) est chevauché par les unités ligures crétacées (schistes lustrés). ph10.

Autre vue avec, en arrière plan l’écaille de l’Eissassa. ph11.

Le Péouvou est une structure difficile à comprendre ; un morceau de la marge continentale de l’océan alpin qui se trouve au sein de la zone ligure (océanique constituée de schistes lustrés) et qui ne se prolonge pas en rive gauche de l’Ubaye.

Le troisième hameau de Maurin,  toujours en rive droite, Combe Bremond, se trouve à la limite ZB (avec l’écaille de l’Eissassa) et ZL (zone ligure, océanique).

ph12-13- La ZL est constituée de schistes lustrés  éboulés au niveau du sentier et intensément plissés. Ce sont des sédiments métamorphisés (métasédiments), ils recouvraient la croûte océanique qu’on retrouve sous forme de roches vertes, anciens basaltes métamorphisés encore appelés prasinites. Ils présentent une schistosité visible, quelques coussins (pillow lavas)  écrasés ; les minéraux qui les constituent témoignent d’un faciès Schiste bleu (BT-HP) ; ils ont donc subducté  jusqu’à une trentaine de km de profondeur. Les minéraux en sont glaucophane et une autre amphibole (actinote).  Lors de la remontée la roche a subi un retrométamorphisme qui se traduit par un faciès schiste vert (BT-BP) ; les minéraux en sont albite, épidote, chlorite. ph14-15.

Face à l’église de combe Bremond, la rive gauche de l’Ubaye montre en plein sud, la tête de Miéjour (unité de Ceillac) chevauchée par l’unité du Marinet dont font partie les sommets visibles (Aiguille Large et aiguille Pierre André). ph16

L’unité de Ceillac chevauche à son tour l’écaille de l’Eissassa (un peu différente de la rive droite) on y voit les quarztites du trias et le verrucano permien ainsi que du  jurassique sup  un peu avant l’entrée de la carrière de marbre de Maurin qui appartient à l’unité ligure chevauchée par la ZB. ph17-18.

La carrière de Maurin a été exploitée pendant plus de 120 ans jusqu’en 1967 dans des conditions  difficiles (climat et accès). Son marbre (vert de Maurin) a été utilisé entre autres pour le tombeau de Napoléon, l’opéra de Paris, Notre Dame de la Garde et la cathédrale de la Major à Marseille…

L’affleurement de 200m sur 50m est situé entre 2000 et 2200 m d’altitude.

Recouvert par ses métasédiments (SL), c’est une portion de manteau qui est à l’affleurement. ph17

La roche est une serpentinite à gauche et une ophicalcite à droite de la carrière. ph19.

La serpentinite ou péridotite serpentinisée est massive, vert-noir. L’ophicalcite est une brèche de serpentinite lardée de veines de calcite. ph20-21.

La péridotite a été serpentinisée par des circulations hydrothermales. L’hydratation des minéraux de la péridotite (olivine,pyroxène) a formé des minéraux serpentineux et des oxydes (Fe, Mg). C’est un métamorphisme hydrothermal. L’ophicalcite a  en plus, des veines de calcite : c’est une brèche emballée dans un ciment calcitique hydrothermal, aussi. Le volume de ces roches a pu augmenter de 30%.

Les autres minéraux typiques du contexte d’hydrothermalisme  océanique (BP-HT) sont : chrysotile fibreux (stable à 250-300°C), antigorite lamelleux (stable jusqu’à 500°C), amiante, talc (toucher soyeux), séricite, chlorite, oxydes de fer et magnésium.

ph22- La montée dans le vallon de Chabrière montre, enveloppée dans les SL, une roche bien verte (pic du Pelvat-3220m, à l’Est et flanc de l’Alpet dont on ne voit pas le sommet, à l’Ouest). Le pendage général est vers le SW. Les documents consultés (geol-alp.com) indiquent qu’il s’agit d’un pli en synforme mais cette structure  n’est pas  évidente  pour nous. ph23.

Les sédiments qui reposent sur ces roches vertes sont des brèches de coussins (écroulement de falaises), des radiolarites, puis des marbres du Js et, enfin les SL.

Les blocs tombés sont plus faciles à interpréter. La photo 24 montre un gros bloc de la croûte océanique constitué de coussins empilés, plus ou moins étirés,  vus en coupe et en position renversée, car les ombilics  devraient être tournés vers le bas. ph25.

La trempe de la lave à 1200°C avec l’eau de mer à 4°C fait éclater les coussins qui se bréchifient sur place ou s’épandent en une couche de brèche le long d’une paléo-pente. ph26-27.

La bordure des coussins subit un métamorphisme hydrothermal : échange d’ions Ca de la lave contre ions Na de l’eau de mer. Les feldspaths calciques andésine ou labrador  se changent en albite sodique fibroradiée, ce qui donne un cortex variolitique aux coussins. ph28.

Ce cortex vitrifié se casse en petits morceaux, s’accumule entre les coussins donnant des brèches à hyaloclastites. Les circulations hydrothermales les transforment plus ou moins en ophicalcites. ph29.

Les minéraux amphiboles (hornblende, glaucophane) indiquent que cette croûte océanique a subducté (faciès SB) et l’épidote, albite, chlorite  (faciès SV) qu’elle a subi un retrométamorphisme lors de la remontée. ph30.

Vallon et lac du Lauzanier

Le vallon du Lauzanier est orienté S-N. C’est une vallée glaciaire, en auge à fond plat. ph1-2. Les parois de l’auge ont subi, depuis le retrait du glacier, des glissements de flancs au niveau des flyschs à helminthoïdes qui s’érodent assez bien. Des cônes de déjection de petits torrents viennent, eux aussi, adoucir la pente. De nombreuses sources prennent naissance dans les flyschs et les flyschs tassés et déplacés. ph3-4. Un bourrelet morainique isole une petite mare. ph5. Du travertin, le long d’un petit torrent soude des blocs de calcschiste du flysch et fossilise, pétrifie des mousses.ph6.

La rivière Ubayette, affluent de l’Ubaye, prend sa source au lac du Lauzanier ; elle serpente dans le fond plat de la vallée. Au fond, un verrou glaciaire a résisté au glacier. Ce verrou est constitué de grès d’Annot (siliceux) très résistant. L’Ubayette, aujourd’hui, l’entaille en petite gorge.ph7-8. De nombreux plis couchés sont visibles dans la nappe des FH (flyschs à helminthoïdes de la nappe du Parpaillon) : ce sont des plis intra-nappe.ph9.      La nappe des FH progresse d’Est en Ouest depuis la fermeture de l’océan alpin au début de l’éocène. ph10-11. Elle passe à travers ce vallon entre la zone Briançonnaise  et les grès d’Annot qui présentent une discordance de ravinement. La base de la nappe des flyschs est très visible dans le paysage au niveau du torrent : ce sont les schistes à blocs- ensemble sédimentaire chaotique, hétérogène, de blocs emballés dans une matrice argileuse ; ensemble qui s’est mis en place sous forme de coulées boueuses sous-marines provoquées par l’avancée de la nappe des flyschs et de la désorganisation de son front en blocs divers dans le bassin flexural qui bordait les Alpes naissantes depuis la fin de l’éocène (voir la page bassins flexuraux).

Le lac du Lauzanier est un lac de surcreusement situé juste après le verrou dans les grès d’Annot. Vers le Sud, on voit un deuxième verrou constitué par une dalle épaisse de calcaire nummulitique. Derrière, dans le crétacé sup, un autre lac de surcreusement : le lac de derrière la Croix, puis à l’horizon  le tithonien et le col de la Cavale; au-delà, non visible, le massif cristallin de l’Argentera. ph12-13-14-14a-14b.

La trilogie du nummulitique caractérisant les bassins flexuraux est représentée par la succession calcaire nummulitique, marnes bleues –ici schistes à globigérines (organismes planctoniques fossilisés) et grès d’Annot, datés du priabonien (fin éocène). ph15.

Les calcaires nummulitiques ont un pendage de  20°N, les grès d’Annot 30°N ; légère discordance entre les deux. L’angle de prise de vue ne reflète pas la valeur exacte des pendages ; seule la discordance est manifeste. ph16.

Ces calcaires marquent le début de la transgression nummulitique. Les fossiles et leurs débris témoignent d’un milieu marin peu profond : lamellibranches, gastéropodes et beaucoup de petites nummulites. Les marnes bleues ou plutôt les schistes à globigérines  recouverts d’éboulis se voient en quelques points et caractérisent l’approfondissement du bassin. Le passage aux grès d’Annot se fait avec quelques mètres de marnes en plaquettes (turbidites distales). ph17-18-19-20-21. La formation des grès d’Annot comprend 2 unités séparées par une discordance de ravinement. ph22. Ce sont des dépôts turbiditiques qu’on trouve dans les cônes deltaïques.

L’unité inférieure est formée d’une alternance de dépôts sableux et de niveaux pélitiques. On peut y reconnaître des séquences de Bouma. Les dépôts sableux sont des barres gréseuses organisées en séquences stratocroissantes puis stratodécroissantes et correspondent à la partie distale d’un lobe deltaïque, partie non chenalisée où la turbidite s’étale au pied du cône. Ces barres sont constituées de strates élémentaires  peu visibles de loin. ph23. L’unité inférieure est formée de plusieurs lobes à turbidites distales à la base du cône sous-marin. ph24-25-26.

L’unité supérieure a  un aspect plus massif. Elle constitue le verrou à l’aval du lac. Il y a peu de séquences pélitiques. Elle est composée de dépôts conglomératiques à sableux grossiers. Ces dépôts grossiers enrobés dans une matrice sableuse, se succèdent  et se comportent comme une pâte épaisse qui dévale la pente dans des chenaux,  en partie haute, proximale du lobe, vers le haut du cône sous-marin. ph24- 27-28-29-30. Les galets mous arrachés au talus, aux bords du canyon, flottent sur cette masse sans y être incorporés. On y voit des granoclassements normaux, inverses, des figures de traction (stratifications plus ou moins obliques) : ce sont des turbidites massives,  des séquences de haute énergie (coulées de débris, séquences de Lowe). ph31-32-33.

Le bassin du Lauzanier est le bassin flexural situé le plus au nord ; mais comme pour les autres, les apports détritiques se faisaient à partir des massifs cristallins situés au sud (Maures, Corse, Sardaigne). Toutefois, on a trouvé dans l’unité supérieure des grès d’Annot des roches cristallines issues du massif de l’Argentera, ce qui prouve qu’il a fait une première surrection, probablement peu importante, à la fin du priabonien. Peut-être faut il rechercher la cause de la discordance entre l’unité inférieure et l’unité supérieure des grès dans cette première surrection.

Le pendage actuel des couches  est dû à la mise en place du massif de l’Argentera à la fin du miocène. Le bassin flexural du Lauzanier est bien incorporé à la chaîne alpine et se trouve donc, en quelque sorte, coincé entre l’Argentera et la nappe du Parpaillon, ce qui laisse indifférente cette marmotte qui prend un bain de soleil sur une turbidite massive. ph34.

                                                        Le bassin de Montmaur

Le bassin de Montmaur qui se prolonge au nord par celui de St Disdier, est le bassin flexural situé le plus à l’Est et le plus au Nord  ph1.

Incorporé , lui aussi, à la chaîne alpine, il a enregistré la transgression nummulitique.

Il est allongé du N au S sur une vingtaine de kms. Il constitue le synclinal de Montmaur qui est comprimé avec, par endroits, un seul flanc conservé, le flanc Ouest. compression due au  jeu de la faille de Châtillon (décrochement (dextre) à composante inverse. Le chevauchement de Ceüse a probablement joué un rôle, lui aussi

Nous l’avons parcouru du nord au sud (la Cluse- Châtillon le désert) en passant par Montmaur où le synclinal est le mieux exprimé..

Vous pouvez consulter la carte géologique de GAP sur Infoterre  ou Géoportail.

Arrêt 1 : Villard de Montmaur.

Entre 2 anticlinaux sénoniens, le synclinal de villard de Montmaur a le cœur de son pli occupé par les terrains priaboniens (calcaires à nummulites et  marnes à globigérines).  Ph2.

Vers le nord, on voit sur le flanc est de la tête de Vène, son autre terminaison périsynclinale, avec son calcaire nummulitique exploité en carrière. ph3.

On voit également, côté nord, le synclinal de Montmaur à cœur oligocène décalé par rapport à celui de Villard de Montmaur, mais aussi le petit synclinal de la Madeleine.

Ils sont séparés par des anticlinaux. La faille de Châtillon (non visible sur la photo) passe au milieu du synclinal de Montmaur.

Arret 2 : chapelle Ste Philomène.

Le Dévoluy et les aiguilles de Lus dominent en arrière plan.   Ph4et 5.  Le village de Montmaur se trouve au pied d’une  vallée glaciaire suspendue ;  la Béoux  suit le pied du flanc ouest de l’anticlinal éponyme, et, devant, dominant la plaine alluviale actuelle, une butte, légèrement arquée, laissée par le front du glacier würmien lors du maximum glaciaire, il y a 18000 ans : ce sont les moraines frontales qui dessinent un vallum morainique.

A la fin de la glaciation, le glacier a reculé : on peut voir, encore, des fragments de vallum qui montrent ce recul ; la butte qui supporte la chapelle en est un bon témoin. Ph6.

Les eaux issues de la fonte du glacier ont trouvé un chemin entre le relief de Montmaur et le vallum, le désolidarisant ainsi du relief. Aujourd’hui, le Petit Buech passe plus au sud. Ph7. Enfin, la Béoux érode l’extrémité ouest du vallum, laissant voir les moraines frontales. Ph8.

Arrêt 3 : intersection route de la Cluse D937 et petite route de Montmaur.

On voit les couches de calcaires sénoniens, peu épaisses, bien plissées de l’anticlinal de la Béoux. L’anticlinal  plonge vers le sud pour ressortir après le petit Buech, constituant ainsi un ensellement. Cet ensellement (antépriabonien) a permis un dépôt plus large des couches produites par la transgression nummulitique et donc mieux exprimées au niveau de Montmaur. Ph9  et 10

Arrêt 4 :  Montmaur – route de la montagne  D320.

Dans un des derniers lacets de la route on peut voir le contact entre les calcaires sénoniens de l’anticlinal de la Béoux et les moraines du glacier rissien qui tapissent la surface du synclinal de Montmaur masquant ainsi la molasse rouge. Ph11.

Dans la descente, au niveau des Philippons, on a une vue sur le flanc  Est du synclinal. La molasse verte est bien visible ainsi que le pendage de ses couches. Ph12.

Un peu plus bas, on a la succession suivante : molasse rouge, poudingue, molasse verte très redressée (flanc Ouest du synclinal). Ph13

Les poudingues  ravinent la molasse rouge ; ils sont recouverts par la molasse verte fortement pentée vers l’Est. Ph14-15-16-17.

Le poudingue a une matrice gréseuse grossière ; beaucoup de galets calcaires ; un grand nombre de ceux-ci sont impressionnés ; sans granoclassement ; on voit mal le tuilage des galets. Un certain nombre de galets sont alpins : quartzites, basaltes verdis, radiolarites rouges. Ils ne montrent pas de métamorphisme et proviennent donc d’un massif type Chenaillet.   Ph18-19

Ce sont des écoulements soudains (ravinement), des coulées de débris de cône alluvial comme au Lauzanier (partie supérieure du cône). Ph20

Le synclinal de Montmaur est coupé en deux par la faille de Châtillon. Ph21.  Le pendage de la molasse verte à l’entrée du village le montre assez bien. La photo 22 montre l’aspect général du synclinal.

Arrêt 5 :  défilé de Potrachon et la Cluse.

 Au défilé de Potrachon, la Béoux et le Rabioux qui descend du Dévoluy avec une forte pente, éventrent le prolongement de l’anticlinal de la Béoux (les côtes). Le sénonien  montre une série de petits plis droits qui présentent un flanc court et un flanc long : ceci traduit une poussée modérée vers l’ouest.  ph23-24-25.

Au-delà du défilé, vers la Cluse, la Béoux passe dans le flanc ouest du synclinal de Montmaur. On y voit, à droite de la route, les poudingues calcaires fini éocène, anté calcaires nummulitiques (analogues aux poudingues d’Argens –page Barrème). Ph26

Creusée par la Béoux, la molasse verte oligocène est recouverte par les moraines boisées du riss qui cachent le chevauchement du massif du Dévoluy. Ph27.

Avant d’arriver à la Cluse, un regard vers la gauche de la route noud dévoile les aiguilles de Lus au pied desquelles la Béoux prend sa source. Ph28

Enfin à la sortie de la Cluse, côté sud, très jolie vue sur le massif du Dévoluy dont on ne voit pas le chevauchement, les moraines du riss qui, instables, recouvrent la molasse oligocène, et, côté nord, la molasse rouge  présentant des chenaux ravinants de molasse verte. Les pendages indiquent qu’il s’agit du flanc ouest du synclinal de Montmaur. Ph29-30-31.

Arrêt 6 : Châtillon le désert.

Au sud de Montmaur, le synclinal est allongé et très étroit. Au niveau de Châtillon le désert, il est coïncé entre l’extrémité Est de l’anticlinal de Chateauneuf d’Oze  (E-W, d’influence pyrénéo-provençale) et le prolongement sud du synclinal de Villard. La faille de Châtillon à composante inverse (probablement associé au chevauchement de Céüze)  le recouvre en partie. Le chemin part de la vallée du Drouzet qui traverse l’anticlinal de Chateauneuf d’Oze presque en cluse, l’érodant jusqu’aux terres noires jurassiques (callovo-oxfordien).

Les terres noires laissent vite la place aux marno-calcaires oxfordiens encombrés d’éboulis. Ph32 Dans un virage, de très beaux slumps affectent l’hauterivien. L’érosion a enlevé le jurassique terminal puisque le crétacé inférieur repose sur l’oxfordien. Ph32a           Au-dessus de ces niveaux slumpés repose en discordance la molasse verte oligocène du synclinal de Montmaur.  Le chemin traverse ensuite les poudingues oligocènes à galets alpins (comme à Montmaur) –ph33. Enfin, en contact anormal (discordance)  les calcaires sénoniens bien pentés vers l’Est. Ph34.

Ils sont légèrement chevauchés par la faille de Châtillon qui les met en contact avec le crétacé inférieur, base du synclinal de Villard de Montmaur. Ph35-36.

Le bassin de Roquebrune Cap Martin

L’arc de Nice et l’arc de la Roya sont les chaînes subalpines les plus externes au sud des Alpes.

Ils résultent du déplacement des couvertures secondaires et tertiaires du massif cristallin de l’Argentera, décollées au niveau du trias.

L’arc de Nice a une structure plissée puis écaillée au sud (écaille de Beauvoisin, écaille de Monaco). Il est bordé par deux zones de failles décrochantes (FD) qui lui donnent cette forme d’arc. ph a

Cet arc est limité à l’ouest par la FD dextre d’Aspremont et à l’Est par la FD senestre de Breuil-Sospel-Monaco et la FD senestre du Mont Cros. Ces deux FD  sont connectées, reliées, par les écailles de Cime de Biancon qui chevauchent vers le sud et accommodent leur  mouvement décrochant, ainsi que le chevauchement du Mont Agel.

Il y a deux grandes déformations :

——des plis N140 (anticlinal jurassique de Cap Martin) fin éocène-oligocène, dus au plongement de la plaque européenne sous la plaque apulienne.

—–et des chevauchements N-S postérieurs, miocènes (Mt Agel, fonctionnement des FD qui déplacent l’arc de Nice par rapport à l’arc de la Roya), dus à l’exhumation du massif de l’Argentera.

Le bassin de Roquebrune Cap Martin (RCM) est situé dans l’arc de la Roya, tout contre l’arc de Nice au niveau de la FD senestre du Mont Cros. Il est d’âge miocène. il a fonctionné de l’aquitanien au tortonien.

Sa formation est à relier au fonctionnement de la FD de Mt Cros, donc pendant la mise en place de l’arc de Nice : autrement dit, son remplissage est lié à la mise en place de l’arc de Nice. ph b.

C’est donc un bassin syntectonique. Son épaisseur est maximale à l’aplomb de la FD (400m environ) et les faciès évoluent d’Ouest en Est : brèche près de la FD puis poudingues et grès un peu plus loin. Présence d’olistolithes et de brèches cimentées dans les poudingues qui viennent des reliefs du Mt Cros.

Le bassin était un delta (sédiments fluviatiles et marins, notamment des fossiles), ouvert sur la méditerranée nouvellement créée par la dérive du continent Corso-Sarde. Les cours d’eau venaient du nord, et à cause de la FD, il était asymétrique.

6 arrêts nous ont permis de le découvrir dans son contexte structural.

 Arrêt 1 : route du mont Agel. ph1-2-3.

Sur notre gauche, au sud, l’anticlinal de cap Martin, à cœur jurassique, d’axe N140.

Très belle vue sur Monaco, la Turbie.

On est sur l’arc de Nice, zone des écailles qui chevauchent vers le sud  (unité de Beausoleil, unité de Monaco)  jusqu’en mer.

Derrière, le mont Agel  chevauche les terrains crétacés, en passant sur des anticlinaux d’axe N140. Chevauchement N-S,  lié au fonctionnement des 2 FD senestre (Mont Cros et  Breuil-sospel- Ste Agnès-Monaco) et du relai chevauchant vers le sud (écailles de Cime  de Biancon).

On a donc une vue, un aperçu des deux grandes déformations superposées.

Arrêt 2 : chemin des Vallières.  ph4-5-6-7.

On a une vue sur la FD senestre qui affecte le jurassique sup du Mont Cros.

L’éboulis bréchique au pied de la faille passe latéralement à des grès et poudingues.

Au niveau de l’autoroute les poudingues ont un pendage SSE avant de se redresser contre la faille. Leur épaisseur est maximale : environ 400m. ph b.

Les galets ont un tuilage indiquant un sens d’apport N-S. Certains sont cassés perpendiculairement au sens d’apport.

Les galets sont polygéniques ; ils proviennent des terrains secondaires et tertiaires  drainés par les anciens cours d’eau qui les ont déposés.

Plusieurs olistolithes et brèches cimentées, monogéniques, sont incorporés dans les grès et poudingues ; ils viennent du relief du Mont Cros et sont tombés dans le bassin en formation lors des jeux  de la faille.

Arrêt 3. Virage en épingle avant le chemin de la coupière.       ph8-9.

Un chenal au sein des poudingues  présente lui aussi un axe N-S. les galets  sont polygéniques,  la  matrice  est gréseuse, ils indiquent aussi un sens d’apport N-S.

Arrêt 4. Chemin de la Coupière.

On a une vue sur l’étendue de ce petit bassin de 4km² seulement.

A l’Est, vers Vesqui les poudingues  reposent sur  l’anticlinal Js de Cap Martin d’axe N140, pli qui correspond à la première phase de plissements  qui affecte les arcs de Nice et de la Roya. ph10-11.

Au nord, sur le chemin, on peut voir le contact entre les poudingues miocènes en  discordance sur  le crétacé sup marno-calcaire  du  flanc ouest, érodé, de l’anticlinal de Cap Martin. Pendage 45°S. ph12.

La vue vers le nord  est plongeante sur le village de Gorbio bâti sur le crétacé sup chevauché par les écailles de Cime de Biancon qui  permettent le mouvement senestre des FD  (Ste Agnès – Sospel et Mont Cros).  ph13

En se dirigeant vers la FD du Mont Cros, le chemin traverse les brèches.  ph14.

Le passage des poudingues aux brèches se fait au niveau de la barrière.  ph15.

La FD a une composante verticale qui a permis le remplissage du bassin  de manière

asymétrique  (400m d’épaisseur contre la faille) et provoqué des éboulements qui ont donné cette brèche et les olistolithes au sein du bassin : c’est un bassin syntectonique.  ph14-16-17-ph b.

Dans cette brèche on trouve des fossiles marins côtiers : débris de lamellibranches, valves d’huîtres, pectens, et autres. Les écroulements se faisaient dans un delta marin (mélange fossiles, galets arrondis, galets ou blocs anguleux), les cours d’eau arrivaient du nord, de l’arc de la Roya. ph18-19-20-21-phb.

Arrêt 5. Gorbio.  ph22-23-24-25.

Sur la place du village un orme planté en 1713, au tronc creux, est encore décoré de guirlandes.

A la sortie du village, bien visible, le contact entre les marno-calcaires du crétacé sup et les écailles jurassiques de la Cime de Biancon déplacées vers le sud.   Chevauchement E-W  penté vers le nord qui fait office de relai entre  les FD de Ste Agnès-Sospel et du Mont Cros. Sur la route qui conduit vers Ste Agnès une belle faille conjuguée à ce chevauchement.

Arrêt 6. Ste Agnès.   ph26-27-28-29.

Village littoral le plus haut d’Europe 680m au fort de la ligne Maginot.

La vue est unique sur la baie de Menton. Perché au dessus de la FD, le muret  empêche d’avoir le vertige.

-Le village de Castellar dans le crétacé sup  est chevauché par le relief jurassique qui ferme l’horizon vers l’Est.

-Le bassin flexural (priabonien, oligocène) de Menton, est très boisé. Deux cours d’eau le traversent du nord au sud, venant de deux synclinaux non visibles de ce point de vue.

Ce  bassin flexural est plissé E-W, mais aussi contre le chevauchement de la Cime de Biancon.

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.

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 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.

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 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.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

———-arrêt1 : Quinson, faille Est.

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

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

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

———arrêt 2 : Quinson, faille Ouest.

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

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

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

———–arrêt3 : Montmeyan.

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

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

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

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

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

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

ouest sur le fossé. ph43-44-45.

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

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

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

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

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

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

Richesses géologiques de Provence: la montagne de Lure.

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

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

Histoire :

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

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

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

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

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

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

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

3-    Altération de ces sols.

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

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

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

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

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

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

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

Au final, on aboutit à un profil d’altération (qui peut être différent selon le lieu où on se trouve –ph19-20.

Le Collet de Flaqueirol marque la limite entre les terres émergées et la mer alpine –ph21-22.

Ici, à  Mallefougasse, à Montlaux, ces mêmes terrains, riches en glauconie, renferment des fossiles marins (Exogyres-huitres de Montlaux, par exemple) avec coraux, gastéropodes  et même ammonites qui datent ces terrains-ph23à 26.

Tandis qu’à Ongles ils renferment des boules de grès formées autour d’un noyau calcaire, noyau arraché aux sédiments lors d’avalanches sous-marines vers un lieu plus profond : replat dans un canyon –Ongles, Carniol- ou au fond du bassin vocontien – Bevons (Noyer sur Jabron), Rosans –ph27 à31.

Les terrains tertiaires (eocène-oligocène) reposent directement sur ces terrains crétacés.

A Montlaux, le remplissage de la grande fosse se termine par du détritique venu du relief qui se trouvait à la place du plateau de Valensole, détritique amené  par des cours d’eau qui franchissaient la FMD (faille de la moyenne Durance)–ph32. En voici un près de Pierrerue –ph33-34.

 

Parfois, d’énormes blocs –olistolithes- se décrochaient du bord de la faille -FMD-  Et tombaient dans le bassin, devenu lacustre au tertiaire, parcourant parfois une grande distance. Ainsi l’olistolithe de Montlaux a parcouru environ 7km -ph35-36.

A 2 km au Nord de Forcalquier, en montant vers la montagne de Lure, on atteint les terrains de l’oligocène terminal de la série des calcaires de Reillanne dont l’épaisseur est d’environ 50m.

On est alors surpris par un paysage inhabituel : de grands édifices de calcaire blanc en forme de champignons géants, de meules de foin, de cylindres, d’arches, s’élèvent devant nous –ph37 à 41.

 

A la fin de l’oligocène, vers 23MA, le lac qui s’étendait en direction de Vachères est presque comblé, les fossiles nous montrent qu’il avait une profondeur très faible –ph42.                  Des cours d’eau s’y déversaient, apportant du matériel détritique deltaïque issu des reliefs alpins, témoin les poudingues  au dessus de Pierrerue.                                                                  C’est dans ces anciens  marécages  de  la   fin oligocène, en bordure du lac, qu’on trouve ces étonnants champignons de pierre.

D’après P.Gigot, qui les a étudiés en 1975, ces constructions ont été élaborées par des îlots de végétation  (algues) qui, en se développant localement à la surface des sédiments, ont favorisé le piégeage des sédiments et la précipitation du calcaire grâce à la photosynthèse.

Ca(HCO3)2————–CO2   +   H2O   +    CaCO3

Ces biocénoses de type herbier stabilisaient le sédiment et permettaient une élévation verticale en colonnes lorsque la faille jouait et que la profondeur du lac, certes faible, augmentait –ph43.                                                                                                                                                 La calcarénite (calcaire + débris) plus résistante que le sédiment marneux environnant a été moins attaqué par l’érosion et forme aujourd’hui, d’imposants reliefs de 5 à 6m de haut.                                                                                                                                                                           Les formes en vasques sont dues à la nécrose de la partie centrale de l’herbier, partie la plus âgée, qui dégénère au fur et à mesure de sa croissance verticale et latérale, selon le principe des ronds de sorcière –ph44-45.

Animation –ph46.                                                                                                                                                   Au début des années 2000, on pense que la partie herbier n’est pas oligocène, mais miocène, marquant le début de la transgression marine qui va s’affirmer du côté de Lurs et Ganagobie –ph47.                                                                                                                                            2018, nouvelle étude : la partie supérieure des rochers de Mourres correspond à des rides, plus ou moins grandes caractérisant les dunes hydrauliques et, en partie, disséquées par l’érosion. Dunes hydrauliques en bordure du lac oligocène à une profondeur d’une dizaine de mètres –ph48-49.

Pour les vasques, le redressement des rides à leur bordure serait dû à des séismes qui auraient liquéfié le sédiment non encore induré. L’eau en s’échappant aurait redressé les rides –ph50. On peut voir de très belles sismites dans le synclinal de Peïra Cava au nord de Nice –ph51. On voit, là, les évolutions des  interprétations.

A Sigonce, plus à l’intérieur du lac, on peut voir une alternance de calcaires, marnes et couches ligniteuses, charbon exploité dans tout le bassin de forcalquier (Manosque, St Maime, Biabaux, Villemus), le lac n’était pas profond, mais s’enfonçait régulièrement par l’activité de la FMD.                                                                                                                                               On y trouve des fossiles de végétaux, des limnées, des planorbes, qui confirment cette faible profondeur –ph52 à57.

Fin oligocène, la subsidence du bassin de Forcalquier cessa ; la FMD ne reprendra son activité qu’au milieu du miocène vers 15MA, mais dans l’autre sens : côté Valensole.

Au début du miocène, il y a environ 20MA, suite à la dérive du bloc Corso-Sarde, la méditerranée ligure pénètre profondément dans les terres, remonte le long de la vallée du Rhône jusqu’en Alsace, et le long de la vallée de la Durance jusqu’après Digne –ph58.          La roche jaune est une ancienne dune sous-marine qui constituait une barre ; c’est un grès calcaire riche en fossiles (bryozoaires, oursins, lamellibranches, coraux, dents de requins, algues, terriers …) des nombreux grains de quartz au sommet de la formation font qu’on a utilisé cette roche pour en faire des meules, et ce depuis le néolithique –ph59 à65.

Elle a été exploitée activement dans plusieurs carrières dont celle de Mane sous le nom de pierre ocrée. Elle fait partie des pierres du midi et a été utilisée pour la construction de nombreux édifices –cathédrale de forcalquier, par exemple –ph66 à 69.

Cette roche, jeune, constitue le cœur du synclinal de Forcalquier , de Montjustin, d’Apt –ph70-71.

Enfin, au miopliocène entre 10 et 3 MA, sous l’effet du poids de la nappe de Digne, le mouvement de la FMD s’inverse. Le miocène se trouve abaissé. Un sondage l’a retrouvé à 1450m sous les Mées.  Il n’y a plus de dépôts côté montagne de Lure –ph72-73.

Deux caractères importants marquent les paysages de Lure :

——-l’empreinte laissée  par le quaternaire où les cycles gel-dégel ont fragmenté les roches gélives du barrémien et du bédoulien –ph74-75.

Ainsi les sommets du Ventoux et de Lure sont des déserts de pierres cassées et ce, jusqu’au bas des pentes comme en témoignent les grèzes proches de  Mallefougasse qui furent exploitées comme tout-venant.

——- Le relief tabulaire de Lure est très karstifié, parcouru par d’anciens petits cours d’eau aujourd’hui à sec qui l’ont entaillé en gorges profondes.les rares rivières sont partiellement absorbées : le Calavon dans le canyon d’Oppedette, la Nesque après Monieux, dans sa gorge.

Les rivières, pourtant existent mais sont souterraines.

130 avens sont recensés, chemins potentiels pour de l’eau souterraine. Des colorations ont confirmé cette hypothèse -ph76 à81.

La Fontaine de Vaucluse est l’exutoire de cette grande zone karstique ; son bassin d’alimentation de 1200km² a une altitude qui varie de 84m à la fontaine à 1912m au Mt Ventoux avec une moyenne de 870m pour la zone d’infiltration. Les précipitations moyennes vont de 700mm à 1300 mm -ph82 à84.

La Fontaine de Vaucluse est située au pied d’une falaise de 200m sur le passage de la faille de Salon-Cavaillon. Son débit moyen est de 23,3 m3/s et de 4m3/s à l’étiage.                          De nombreux griffons pérennes alimentent la Sorgue sous la côte 83m. la vasque déborde pour des débits supérieurs à 20m3/s –ph85.                                                                                              La Fontaine de Vaucluse a été de lieu de nombreuses explorations ; les plus récentes ont atteint la côte -308m à l’aide de robots, le but étant de connaître son bassin d’alimentation et son mode de fonctionnement.

Elle utilise un conduit karstique vertical qui doit dater du messinien.                                              Il y a 6MA, le détroit de Gibraltar se ferme ; le niveau de la Méditerranée baisse d’au moins 1500m, jusqu’à l’équilibre entre évaporation et apports d’eau par les 3 principaux fleuves qui l’alimentent –ph86.                                                                                                                                      Les rivières creusent alors de véritables canyons pour retrouver un profil d’équilibre.          Le Rhône, la Durance et leurs affluents sont concernés –ph87.

Lorsque la mer revint au pliocène (5,3MA), elle remonta les canyons, formant ainsi des rias. Celle du Rhône jusqu’à Lyon, celle de la Durance jusqu’à Oraison et même Digne –ph88.

Pour preuve :

—–Des cannelures ou lapiaz, entre 100 et 105m puis entre 220 et 282m soit 191m sous le niveau de la mer –ph89. Or, elles se forment à l’air libre –ph90. L’eau a dû baisser à cette époque d’au moins 200m.

——En 2003, on a découvert des perforations de pholades dans la paroi des vasques. Les pholades vivant au niveau de la mer, sur côte rocheuse sont donc le témoin de la transgression pliocène –ph91-92.

D’où l’idée qu’un karst profond s’est mis en place, drainé par le paléocanyon du Rhône ou de la Durance.

Le colmatage de ce canyon au pliocène, en bloquant les circulations profondes ont conduit l’eau à utiliser le puits vertical de Fontaine de Vaucluse qui draine le karst (cheminée d’équilibre probable) –ph93.

Aujourd’hui, on constate que toute la couverture glisse sur le trias, couche savon de 4 km d’épaisseur.

Les structures ne sont pas enracinées dans le socle (séismes que dans la couverture) –ph94-95.                                                                                                                                                                    Les montagnes sont de moins en moins hautes vers le Sud, le trias se déforme, s’enfonce –ph96.

Ce glissement de toute la couverture secondaire et tertiaire est induit par la surrection des Alpes et son effondrement actuel –ph97.  Début du glissement fin oligocène dans les Baronnies.                                                                                                                                                                  Le chevauchement Ventoux-Lure miocène est donc plutôt un  encastrement du Jabron et des Baronnies sous le bloc Provence, qui est soulevé et poussé vers le sud –ph95-98-99.

Ce glissement de tout le bloc Provence, marqué par des séismes historiques, s’amortit vers le Sud par le plissement du Luberon et de la Trévaresse. Le chevauchement pyrénéo-provençal – éocène, fait encore obstacle au mouvement du bloc vers la mer-ph100. Jusqu’à quand ?

complément: photo 50bis- figures d’échappement d’eau ayant crée les vasques.