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                   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 ?

 

 

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