Association GeoLozere

Les gypses paléogènes de Mormoiron au pied du Ventoux

Laurent Massé — Sun, 11 Oct 2026 16:38:07 +0000

Lundi 12 Octobre 2026

Les gypses paléogènes de Mormoiron au pied du Ventoux

Ces très esthétiques figures de dissolution sous l’effet des précipitations et du ruissellement affectent des niveaux de gypse, datés de l’Eocène terminal (Priabonien, environ 35 millions d’années) et affleurant près du village de Mormoiron, au pied du Mont Ventoux. Le gypse est l’un des minéraux les plus facilement solubles puisqu’il a, à l’origine, pris naissance par évaporation d’une eau chargée en sels. Il n’y a pas d’élément d’échelle sur l’image, mais ces niveaux très blancs, centimétriques, ont probablement pris naissance au printemps et en été, dans un lac aux eaux salées en voie d’assèchement. Remis en eau par les précipitations de l’automne et de l’hiver, il était alors alimenté en argiles, qui décantaient pour former les niveaux verdâtres, plus minces, qui séparent les niveaux de gypse. Moins solubles, ces niveaux argileux forment de minuscules surplombs sur lesquels s’accrochent des fragments de matières organiques sombres, qui ne font nullement partie du dépôt d’origine, mais soulignent opportunément les contrastes de ces alternances annuelles, qualifiées de « varves ».

Nous sommes au col du Limon, à 2 km du village de Mormoiron sur la route de Saint-Pierre de Vassols, là où les niveaux gypseux, protégés de l’érosion par un chapeau de molasse burdigalienne ou « Pierre du Midi », forment une cuesta d’une centaine de mètres de hauteur qui regarde vers l’est. Les niveaux gypseux affleurent largement le long de cet escarpement. Ils sont jalonnés d’anciennes carrières, sièges d’exploitations artisanales jusqu’au début du 20^e siècle, et au pied desquelles les bâtiments de l’ancienne usine de traitement de Carboussan sont toujours visibles. S’il peut être dangereux de s’aventurer dans ces carrières, où les anciens fronts de taille subverticaux sont très instables, on pourra en revanche observer les niveaux de gypse dans de meilleures conditions près du col, où le chemin du Limon Blanc permet d’accéder facilement à des gradins et paliers sur lesquels on circule aisément (ci-dessous).

La quarantaine de mètres de niveaux gypseux s’organise en une alternance métrique de niveaux massifs, plus pauvres en argiles, et de niveaux finement laminés, correspondant aux cycles annuels évoqués plus haut (détail sur l’image ci-dessous). Il est possible que cette architecture à grande échelle soit liée à des alternances climatiques, les niveaux laminés correspondant à des phases plus humides apportant plus d’argiles lors des pluies automnales et hivernales.

Le gypse a une histoire complexe, et n’est généralement plus la forme qui a précipité directement à partir de la saumure en voie d’évaporation. Le composé dit gypse primaire qui prend naissance alors est du sulfate de calcium hydraté, de formule CaSO₄ ⋅ 2H₂O. Lors de l’enfouissement, il se déshydrate et devient de l’anhydrite de formule CaSO₄. Par la suite, il s’hydrate à nouveau pour donner du gypse secondaire, à faciès saccharoïde (semblable à des cristaux de sucre) comme sur la première image, ou encore fibreux. Mais sur le cliché ci-dessous, il est possible que ce faciès « pied d’alouette » puisse correspondre au gypse primaire non recristallisé.

De fortes variations latérales d’épaisseurs dans un bassin lacustre subsident

Au pied du Mont Ventoux, le bassin de Mormoiron forme un vaste amphithéâtre qui s’ouvre au sud-sud-ouest vers Carpentras (carte géologique ci-dessous). Les formations présentent un pendage général dans cette direction, d’où une organisation en auréoles d’autant plus jeunes que l’on va vers le sud-ouest. Une coupe transverse confirme cette organisation générale, avec la « cuesta » de la molasse burdigalienne nettement marquée. Les niveaux à gypse du Priabonien (anciennes dénominations du Ludien et du Stampien dans la légende ci-dessous) ont pris naissance dans un contexte en extension, au cours duquel de larges fossés s’ouvraient entre Ventoux et Luberon. Occupés par des lacs, ils ont été le siège d’une sédimentation continentale dont les épaisseurs présentent d’importantes variations latérales du fait de la tectonique active engendrant une importante subsidence. S’ils ne font qu’une quarantaine de mètres à Mormoiron, les gypses dépassent 200 m d’épaisseur 5 km plus au sud, près de Malemort du Comtat où la carrière Siniat est exploitée par la société Etex. Une coupe NNO-SSE depuis Crillon-le-Brave jusqu’à Méthamis montre parfaitement ces variations latérales.

Le gypse est loin d’être la seule ressource à avoir été exploitée dans le bassin de Mormoiron, comme en témoignent les nombreuses carrières, pour la plupart abandonnées et réhabilitées, que l’on trouve à proximité. Au-dessus des calcaires urgoniens au sens large, qui forment le large amphithéâtre boisé s’étendant au pied du Ventoux, les sables ocreux de l’Albo-cénomanien (110 à 95 millions d’années) forment les discrets reliefs boisés entre Mormoiron et Villes-sur-Auzon, et s’étendent vers le nord jusqu’à Bédoin. C’est près de cette localité que l’on trouve l’essentiel des anciennes carrières d’ocres, toutes abandonnées à l’exception de la carrière des Crans et des Deffends, où la société Sibelco exploite le sable pour la production de silice. Entre Mormoiron et Villes-sur-Auzon, un certain nombre de sites sont accessibles, dont le ravin des Sitos qui offre une longue coupe où l’on peut observer les stratifications lenticulaires des sables ocreux dans d’excellentes conditions.

En remontant la série stratigraphique, les argiles du Ludien (Bartonien, Eocène supérieur) ont été exploitées pour la production d’attapulgite et de smectite, à usages pharmaceutiques ou dans l’industrie agro-alimentaire. Récemment remblayées, les carrières restent visibles sur la perspective Google Earth 3D ci-dessus, ce sont les quelques zones claires à l’est immédiat du viillage. Pour terminer, la molasse burdigalienne, qui recouvre les gypses en discordance et forme la cuesta à l’ouest du village, est exploitée en tant que pierre de construction à quelques kilomètres au nord, à Crillon-le-Brave, par les sociétés Pierre de Crillon et Sapède. C’est la fameuse « pierre du Midi », qui a obtenu une Indication Géographique officielle de l’INPI en juillet 2024.

Un musée géologique et archéologique mettant en valeur les découvertes locales

Au-delà des faunes de mollusques d’eaux saumâtres, abondantes en particulier dans les calcaires de Méthamis, le Priabonien de Mormoiron a livré diverses empreintes de mammifères et d’oiseaux. En 1904, un squelette complet de Paleotherium magnum, un mammifère voisin des actuels tapirs, est retrouvé dans la carrière des Plâtrières encore en activité. Un moulage est visible au sous-sol du musée de Mormoiron (ci-dessous). La position de la tête, rabattue vers le bassin, semble indiquer un dessèchement rapide des ligaments vertébraux externes sous un climat chaud et sec.

Le musée de Mormoiron, construit à l’initiative de la municipalité en 1987, est attenant à la bibliothèque. Outre le moulage du Paleotherium, il abrite de riches collections consacrées à la géologie, à l’exploitation minière, ainsi qu’à diverses découvertes archéologiques locales, le tout accompagné d’une abondante iconographie. Cette belle réalisation, accessible toute l’année sur demande pour les groupes, est située au cœur du village, à quelques pas de la mairie et de l’église Saint-Laurent, dont un pan entier du chevet incorpore des moellons de gypse (ci-dessous). Inattendus dans un édifice religieux, ils ne sont manifestement pas d’origine, et ont probablement été rajoutés à la faveur d’un remaniement récent.

En flânant dans les ruelles alentour, vous pourrez vous amuser à chercher d’autres moellons de gypse, que l’on trouve un peu partout dans les murs du vieux village. Et toujours, par-dessus les toits en direction du nord, l’imposante et austère masse du Mont Ventoux au sommet dénudé domine le paysage. On pourrait ainsi croire que Mormoiron est facilement visible du sommet mais, la faute à des voiles de brume persistants dans les points bas même par temps clair, ça n’est pas forcément toujours le cas, comme nous le constaterons d’ici quelques mois…

Le Ventoux et le Luberon avec GéoLozère en Octobre 2023 – Diaporama d’introduction

Découvrir les gypses oligocènes de Mormoiron avec GéoCaps France

Pour aller plus loin

Sur l’Oligocène du bassin de Mormoiron, un mémoire déjà ancien mais détaillé :

Triat, J. M., & Truc, G. (1972). L’Oligocène du bassin de Mormoiron (Vaucluse). Etude paléontologique et sédimentologique. Travaux et Documents des Laboratoires de Géologie de Lyon, 49(1), 27-52.

Sur le Priabonien évaporitique du bassin de Mormoiron : un diaporama exhaustif destiné aux formateurs, par Eric Lecoix.

Sur le gypse de Mormoiron : une ressource du site de la lithothèque de l’académie d’Aix-Marseille.

Sur les figures de dissolution dans les gypses de Mormoiron : par Pierre Thomas, sur le site Planet Terre de l’ENS de Lyon.

Sur le musée de Mormoiron : la page consacrée sur le site officiel de la ville de Mormoiron.

Sur les carrières de gypse de Malemort du Comtat : la page consacrée sur le site du patrimoine de Malemort du Comtat.

La notice de la carte géologique de Carpentras :

Rouire J., Blanc J.J., Masse J.P., Triat J.M., Truc G., Anglada R., Colomb E., Clauzon G., Durozoy, G., Damiani L. et Glintzboeckel G. (1975) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Carpentras (941). Orléans : BRGM, 24 p. Carte géologique par Blanc J.J., Masse J.P., et al. (1975).

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La semaine prochaine : Le Coulet de la Soulière sur le plateau du Coiron en Ardèche

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L’aventure GéoLozère – pourquoi ce blog ?

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L’Arpon du Diable et le Panorama du Plomb du Cantal

Laurent Massé — Sun, 04 Oct 2026 14:26:25 +0000

Lundi 5 Octobre 2026

L’Arpon du Diable et le Panorama du Plomb du Cantal

Quelques semaines après avoir évoqué, autour du Puy Mary, la belle morphologie glaciaire du massif cantalien, nous voici de retour sur les crêtes du plus vaste stratovolcan européen, cette fois-ci près de son point culminant (1855 m), par ailleurs deuxième sommet du Massif Central derrière le Puy de Sancy (1885 m). Depuis le sommet du Plomb du Cantal, on peut observer vers le sud-ouest la crête de l’Arpon du Diable, rempart méridional d’un petit cirque glaciaire dominant l’amont de la vallée de la Cère, et arborant un spectaculaire profil en marches d’escalier. Il s’agit d’une alternance de coulées de trachyandésite, plus dures et formant des abrupts, et séparées de talus herbeux correspondant à des brèches de nuées ardentes, plus tendres. Caractéristique des crêtes de la partie centrale du massif, cet empilement âgé de 8 à 6 millions d’années représente les dernières phases de l’édification du stratovolcan, avant son ennoiement sous la carapace de basaltes dits « supracantaliens » qui forment les vastes plateaux triangulaires qualifiés de planèzes, particulièrement bien développés au nord et à l’est.

On atteint facilement l’Arpon du Diable depuis la station d’arrivée du téléphérique du Lioran, via un sentier qui contourne le dôme du Plomb du Cantal par l’ouest, et rejoint en suivant les crêtes, donc presque sans dénivelé, le petit col visible tout-à-fait à gauche de l’image. Ici, au pied du Puy Brunet, on pourra observer les dernières phases de l’édification du stratovolcan, et les premières phases du volcanisme supracantalien. Sur le chemin du retour, on montera jusqu’au sommet du Plomb, pour profiter d’un panorama sur le stratovolcan, et les immensités qu’il domine à 360°.

La trace des dernières éruptions explosives du stratovolcan

Depuis le belvédère du buron de Lastache, à Font-de-Cère près de la station du Lioran (ci-dessous), on voit l’intégralité du cirque glaciaire, qui s’ouvre vers le nord-est en fer à cheval, depuis l’Arpon du Diable, en passant par le Puy Brunet, le dôme du Plomb du Cantal, et jusqu’à la station d’arrivée du téléphérique du Lioran. L’éclairage d’une fin d’après-midi, associé aux plaques de neige qui encombrent les replats herbeux séparant les abrupts, souligne parfaitement l’empilement de coulées (au minimum une dizaine) et de brèches de nuées ardentes, visible sur au moins 300 m d’épaisseur. Partiellement masquées par des talus d’éboulis sous le Plomb du Cantal, certaines coulées restent néanmoins nettement visibles, et présentent d’ailleurs une prismation très grossière que l’on devine même à cette distance.

Cet empilement de coulées et de brèches de nuées ardentes est visible dans toute la partie centrale du Cantal, mais plus ou moins nettement en fonction des secteurs. Il existe sur l’autre versant de la vallée de la Cère, en particulier au nord-est du Puy Griou, mais sans y être aussi spectaculaire. En revanche, nous verrons d’ici quelques semaines un autre bel exemple sur la crête de Cabrespine dans la vallée de la Jordanne. Représentées en marron clair sur la carte géologique et visibles sur la perspective 3D Google Earth ci-dessous, ces formations sont plus ou moins contemporaines de la mise en place des dômes de la partie centrale, dont le Puy Griou (phonolites en vert sur la carte ci-dessous) ou le Puy Mary sont les plus célèbres exemples. Vestiges de la partie construite du stratovolcan, elles s’étendent sur un rayon de 15 km autour du centre, et rempliraient une fosse volcano-tectonique centrale, qualifiée de caldeira par certains auteurs même si elle ne résulte pas, comme dans les Monts Dore, d’une explosion cataclysmique unique. Les empilements laissent la place vers l’aval aux formations bréchiques, dépôts d’avalanche de débris ou de lahars qui s’étalent jusqu’à 40 km du centre, et sur lesquels nous reviendrons dans de futurs articles.

Les éruptions responsables de cet empilement étaient de type vulcanien à sub-plinien, autrement dit explosives, mais sans que le volume de matériel projeté dans l’atmosphère n’autorise la formation de niveaux cendro-ponceux épais, par ailleurs très peu abondants dans le Cantal. Les coulées de trachyandésite, plus dures, peuvent présenter un aspect massif avec des prismes verticaux lorsque la lave était suffisamment fluide pour s’écouler, ou au contraire un aspect de « brèches de progression », lorsqu’une lave plus visqueuse se solidifie partiellement alors qu’elle est encore mobile, et donc se fracture sous l’effet de son propre mouvement. Je n’ai pas d’images de ces coulées vues de près, n’ayant eu qu’une seule fois l’occasion d’aller sur l’Arpon du Diable, et malheureusement sans appareil photo.

Sur les crêtes du Plomb du Cantal, la transition vers les basaltes supracantaliens

Sur l’extrait de la carte géologique départementale harmonisée ci-dessous, l’empilement de coulées de trachyandésite et de brèches de nuées ardentes est représenté dans des teintes bleu pâle. Il affleure sur la quasi-totalité des flancs de la vallée de la Cère au sud d’une ligne Elancèze – Plomb du Cantal. En revanche, sur la ligne de crête Plomb du Cantal – Puy Brunet – Puy de la Cède – Col de la Chèvre, des formations différentes affleurent. Il s’agit de brèches et de scories, probablement associées aux premières éruptions basaltiques supracantaliennes. Au niveau du petit col entre le Puy Brunet et l’Arpon du Diable, on trouve un bel affleurement de ces brèches, montrant des alternances rapides de niveaux fins et grossiers, avec des caractères qui évoquent un anneau de tufs phréatomagmatiques. Elles surmontent clairement les dernières coulées trachyandésitiques du stratovolcan. Le Puy Brunet, quant à lui, semble être une petite cheminée de trachybasalte associée à des scories stromboliennes.

Bien moins spectaculaire que le Puy Mary ou le Puy Griou, le Plomb du Cantal n’en est pas moins identifiable de loin, en particulier depuis l’est où il se voit par temps clair depuis les crêtes de la Margeride. Ce petit dôme elliptique, d’une cinquantaine de mètres de haut et d’une centaine de mètres de diamètre, est le culot d’un ancien point de sortie des laves basaltiques supracantaliennes, déchaussé par l’érosion. Daté d’environ 3 millions d’années, il est nettement plus jeune que les trachyandésites qu’il surmonte, et a probablement alimenté des coulées qui se sont épanchées vers l’est, en direction de Prat-de-Bouc et de la planèze de Saint-Flour. Il montre sur sa face ouest (ci-dessous) quelques prismes grossiers. On y accède très aisément via une piste aménagée avec des marches, jusqu’au belvédère où une table d’orientation est plus ou moins accessible en fonction de la fréquentation du lieu.

Le panorama du Plomb du Cantal, exceptionnel avant tout sur le stratovolcan lui-même

Même au sommet du Massif Central ou presque, le panorama du Plomb du Cantal est loin d’être le plus spectaculaire de la région. Nous étions il y a quelques semaines, plus à l’est, au sommet de la Margeride ou au sommet du Mont Mézenc, qui, du fait de leur proximité avec les Alpes et de leur position plus centrale, offrent une foule de détails qui accrochent la vue, à proximité comme au loin. Au sommet du Cantal en revanche, rien n’émerge vers l’ouest, où les plateaux limousins étalent leur apparente monotonie jusqu’à l’Atlantique. Et vers l’est, à l’exception du Mont Mézenc visible par temps clair, même monotonie des crêtes margeridiennes et aubracoises, alors que les Alpes sont bien trop loin pour être visibles. Le Cantal apparaît ainsi comme un promontoire isolé au milieu d’immensités bleutées qui s’évanouissent progressivement dans le lointain.

Une exception majeure en direction du nord toutefois. Le Massif du Sancy, à une cinquantaine de kilomètres environ, est parfaitement visible. Encadré par les reliefs caractéristiques de la Banne d’Ordanche à gauche et du Puy-de Dôme à droite, il domine les plateaux de l’Artense et du Cézallier qui le séparent du Cantal. Tout-à-fait à droite, à l’avant du Puy-de-Dôme, le cône boisé du Puy De Montchal marque l’emplacement du Lac Pavin (invisible d’ici), le plus jeune des maars du Massif Central.

Si le lointain n’offre aucune autre perspective marquante, en revanche le panorama sur le stratovolcan est époustouflant. Le Plomb du Cantal est situé à l’extrémité sud-est du système de longues arêtes effilées qui séparent les cirques glaciaires de la région centrale. Logiquement, c’est donc en direction de l’ouest que l’on a le panorama le plus complet sur le cœur du stratovolcan. La vue ci-dessous apparaît d’ailleurs progressivement au cours de la montée en téléphérique vers le Plomb du Cantal, et même s’il fait froid au sommet, on peut l’admirer tranquillement assis à l’abri dans la salle panoramique du Refuge du Plomb, en sirotant un café ou toute autre boisson chaude. Au premier-plan, la haute vallée de la Cère et le village des Chazes sont blottis au pied du Puy Griou et de son voisin le Puy de l’Usclade. Ces deux dômes phonolitiques, d’ailleurs plus ou moins retaillés en « cornes » par l’érosion glaciaire, jalonnent la crête qui séparent la vallée de la Cère de celle de la Jordanne, au second plan, et dont le fond n’est pas visible. Cette seconde vallée est limitée par la crête du Puy Chavaroche, et forme à l’amont l’un des quatre cirques glaciaires qui entaillent la pyramide du Puy Mary. Juste à gauche, le dôme de phonolite du Roc d’Hozières émerge à peine du cirque du Falgoux, tandis qu’à l’horizon le Puy Violent marque la tête de la planèze du même nom, qui s’étend en direction de Salers.

Vers le Nord-Ouest, le Puy de Peyre-Arse domine les crêtes, tandis que le Puy Bataillouse et le Téton de Vénus surplombent le cirque de Font d’Alagnon près de la station du Lioran.

En direction de l’est, la vue s’étale sur les planèzes supracantaliennes qui rejoignent l’horizon. A la gauche de l’image, la vaste planèze triangulaire de Saint-Flour est limitée par les vallées du Lagnon (tout-à-fait à gauche) et de l’Epie (au centre), qui se rejoignent à Prat-de-Bouc. Vers la droite de l’image, la planèze de Cézens et la vallée du Brezons rejoignent la vallée de la Truyère, au cœur de l’un des secteurs les plus sauvages et méconnus du stratovolcan cantalien. A l’horizon, seuls les reliefs du Mézenc et du Mont Lozère rompent la monotonie des crêtes margeridiennes et aubracoises.

Pour terminer sur une touche d’anthropomorphisme éhonté, il me semble que la vie de ces Salers est infiniment plus agréable que celle de leurs congénères de plaine…

Le volcan du Cantal avec GéoLozère en Juillet 2010

Le volcan du Cantal avec GéoLozère en Août 2022 – Diaporama d’introduction

Découvrir l’Arpon du Diable et le Panorama du Plomb du Cantal avec GéoCaps France

Pour aller plus loin

Sur les paysages du Cantal : le Centre de Ressources des paysages d’Auvergne Rhône-Alpes propose ce chapitre consacré au Cantal, un très bon récapitulatif de toutes les particularités morphologiques de ce strato-volcan.

Pour les marcheurs et randonneurs : quelques suggestions de randonnées autour du Plomb du Cantal, sur le site Visorando.

Sur les volcans du Massif Central en général, avec le chapitre consacré au Cantal en pages 15 à 25 :

Nehlig, P., Boivin, P., De Goër de Herve, A., Mergoil, J., Prouteau, G., Sustrac, G. et Thiéblemont, D. (2001). Les volcans du Massif central. GEOLOGUES-PARIS-, 66-91.

Sur les formations pyroclastiques du Cantal et la question de l’existence d’une caldeira centrale :

Platevoet, R., Schneider, J.L., Lefèvre, C. et Nehlig, P. (1999). Les formations pyroclastiques du strato-volcan du Cantal sont-elles liées à une vaste caldéra centrale ? Apport des dynamismes volcaniques. Géologie de la France, (4), 77-91.

Sur l’évolution morpho-structurale et la dynamique éruptive du Cantal, une thèse de 2011 qui ré-examine les preuves de l’existence d’une caldeira :

Leibrandt, S. (2011). Reconstitution de l’évolution morpho-structurale et de la dynamique éruptive du massif du Cantal: relation avec la distribution spatio-temporelle du volcanisme du Massif Central (France) (Doctoral dissertation, Université Paris Sud-Paris XI).

La notice de la carte géologique de Murat :

Nehlig P. et Fréour G., Goër de Herve A. (de), Huguet D., Leyrit H., Marroncle J.-L., Roger J., Roig J.-Y., Surmely F, Thiéblemont D., Vidal N. (2001) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Murat (788). Orléans : BRGM, 264 p. Carte géologique par Nehlig P., Leyrit H. et al. (2001).

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Au cœur des « enfers » lozériens de la vallée du Lot

Laurent Massé — Mon, 28 Sep 2026 06:37:55 +0000

Lundi 28 Septembre 2026

Au cœur des « enfers » lozériens de la vallée du Lot

A la vue de ces formations grises ravinées sur lesquelles aucune végétation ne parvient à s’accrocher, on pourrait hésiter à s’aventurer sur le petit chemin qui les surplombe. D’autant que leur dénomination locale, les « enfers » (dont je ne connais pas l’origine), a plutôt tendance à vous dissuader de vous en approcher. Il n’y a pourtant que très peu de risques à part celui d’une glissade et, malheureusement, les amateurs de fossiles qui connaissent la richesse en bélemnites et ammonites pyritisées de ces marnes gris-bleu du Toarcien (Jurassique inférieur, 184 à 175 millions d’années) n’ont jamais hésité à s’y aventurer pour s’y servir, voire les piller. Nous sommes ici dans la vallée du Lot, à quelques kilomètres à l’aval de Mende, près du pittoresque hameau de Cénaret perché au pied d’un chicot rocheux surplombant les méandres de la rivière.

Ces « enfers » sont fréquents à la périphérie nord des Grands Causses, partout où le Toarcien affleure. C’est particulièrement vrai dans le Valdonnez, à une dizaine de kilomètres au sud-est, là où ces marnes atteignent leur épaisseur maximale (plus de 100 m) et forment de larges zones de prairies et cultures dégagées par l’érosion du Bramont et de la Nize. Situées dans l’aire d’adhésion du Parc National des Cévennes, les communes du Valdonnez ont depuis fort longtemps pris un arrêté intercommunal interdisant tout ramassage de fossiles. Mais à Cénaret, nous sommes hors périmètre de protection, d’où l’initiative de l’Association Paléontologique des Hauts Plateaux du Languedoc (A.P.H.P.L.) d’y installer un panneau pédagogique, aux effets que l’on espère dissuasifs.

Les « badlands », des formes d’érosion spectaculaires dans des roches peu consolidées

Il se dégage une surprenante beauté de ces croupes arrondies évoquant des échines de pachydermes, et des profondes et sinueuses entailles qui les séparent. Ce sont des formes caractéristiques de l’érosion par ruissellement dans des roches tendres de type marnes, argiles ou sables, là où la pente devient trop forte pour que la végétation puisse s’y accrocher. Au-delà des dénominations locales, le terme retenu en géomorphologie pour les qualifier est celui de « badlands », d’après les formations du célèbre parc national du même nom dans le Dakota du Sud. Mais nul besoin de traverser l’Atlantique pour observer de magnifiques paysages ravinés par l’érosion. A commencer par les Bardenas Reales entre Saragosse et Pampelune en Espagne, ou encore en France, les spectaculaires « Terres Noires » du Dauphiné et des Préalpes, localement qualifiées de « robines » ou « roubines », et que nous évoquions il y a quelques semaines, au cœur de la combe anticlinale de Séderon dans les Baronnies. Datées du Callovien et de l’Oxfordien (165 à 155 millions d’années), elles sont légèrement plus jeunes que les enfers lozériens. Sur la périphérie du Massif Central, on trouve en revanche quelques badlands dans des formations de même âge, des monts du Lyonnais au Quercy, mais jamais aussi spectaculaires que dans les Grands Causses.

L’instabilité relative de ces roches tendres les rend sujettes à des glissements de terrain fréquents, qu’ils soient lents et insidieux comme le montrent les incessantes déformations, régulièrement raccommodées, du revêtement des routes qui les parcourent, ou bien plus catastrophiques, comme l’évènement majeur survenu autour de Cénaret fin Mai 1856 et que j’évoquerai plus bas. J’étais donc le premier à penser que ces formes évoluent rapidement à l’échelle de quelques années, surtout dans une région régulièrement soumise aux épisodes de fortes précipitations cévenoles et méditerranéennes. Et pourtant, en se livrant au jeu des 7 différences entre la première image, datée d’Août 2025, et le cliché ci-dessous, pris exactement du même endroit 21 ans plus tôt en Août 2004, force est de constater qu’il n’y a pratiquement aucune modification de la morphologie des ravines. Cela tend à confirmer que, hors glissements en masse des dépôts marneux, leur surface est très peu affectée par le ruissellement à court terme.

La série sédimentaire jurassique des Grands Causses

A Cénaret (carte géologique ci-dessous), nous sommes à l’extrême limite de l’extension septentrionale des formations sédimentaires jurassiques. Les terrains métamorphiques sur lesquels elles reposent affleurent à environ 1 km au nord, dans le Valat de la Counquettes. Nous aurons l’occasion de revenir sur la série sédimentaire jurassique des Grands Causses dans de futurs articles, mais pour aujourd’hui je me dois d’évoquer dans quel contexte les formations observées autour de Cénaret ont pris naissance. Bien que déjà ancienne (1979), la notice de la carte géologique au 1/50000 de Mende (en lien à la fin de cet article) propose en page 19 une coupe synthétique au caractère définitif, que j’utilise très largement sur le terrain pour relier la morphologie et les paysages à l’âge et à la nature des dépôts.

Les terrains jurassiques s’organisent en trois grands ensembles, avec à la base une première corniche formée des dépôts de la base du Jurassique inférieur (Hettangien et Sinémurien, 200 à 190 millions d’années, en rose vif et rose pâle sur la carte). Peu marquée dans ce secteur, elle correspond aux alternances de calcaires dolomitiques beiges et d’argiles bleues, lagunaires à littorales, visibles partout autour de Mende, et protégées de l’érosion par des niveaux calcaires plus durs. Cette première corniche est surmontée d’un second ensemble, essentiellement marneux, daté de la base du Jurassique inférieur (Pliensbachien et Toarcien, 190 à 175 millions d’années, en violet et bleu sur la carte). Formant de grands talus couverts de prairies et de cultures, entre autres partout autour de Cénaret, Barjac et La Roche, ces marnes se sont accumulées dans une profondeur d’eau plus importante, voisine d’une centaine de mètres. C’est la partie sommitale de ce talus marneux qui forme les « enfers » de Cénaret.

Le niveau supérieur de la série jurassique est une seconde corniche, beaucoup plus épaisse que la première, et correspondant aux formations du Jurassique moyen, en majorité calcaires et dolomitiques, donc à nouveau plus résistantes à l’érosion (175 à 160 millions d’années, en rouge et marron sur la carte). Du fait du relèvement général des couches vers le nord, cette seconde corniche est particulièrement développée au sud, où elle forme toute la bordure des causses de Sauveterre et de Changefège au-dessus de la vallée du Lot, comme on le voit parfaitement sur la perspective Google Earth 3D ci-dessous.

Vers le nord en revanche, les seuls lambeaux de cette seconde corniche sont la petite butte-témoin de Chastel Viel qui domine le ravin des enfers, ainsi que le chicot étroit du Truc de Cénaret. Sur l’image ci-dessous, prise du petit chemin surplombant le ravin des enfers, on voit parfaitement le contraste entre les marnes grises et ravinées du Toarcien, et la teinte jaune orangé des calcaires marneux plus durs de l’Aalénien qui les surplombent (c’est le niveau en rouge sur les cartes géologiques, daté de 175 à 170 millions d’années). A l’horizon, sur la corniche du Causse de Sauveterre, ces mêmes calcaires marneux sont plus bas, et invisibles car couverts de forêts. Ils sont surmontés de falaises blanchâtres correspondant aux épais niveaux de dolomie du Jurassique moyen, dans lesquels se développent les reliefs ruiniformes si caractéristiques de cette région des Grands Causses.

Le Truc de Cénaret, un chicot de calcaires marneux encore préservé de l’érosion

Une vue plus frontale et rapprochée de la face ouest du Truc de Cénaret (ci-dessous) permet de constater que la transition entre les marnes du Toarcien et les calcaires marneux de l’Aalénien est en réalité plus progressive qu’il n’y paraît. A l’approche de la limite, des bancs calcaires apparaissent dans les marnes. Ils deviennent progressivement plus épais, tandis que les passées marneuses s’amincissent. Le changement de coloration, qui paraît très tranché, est également difficile à positionner dans le détail. Ce même passage très progressif entre Jurassique inférieur et Jurassique moyen semble être la règle dans les Grands Causses, comme nous le reverrons d’ici quelques semaines sur la Cham des Bondons. Il est donc difficile d’affirmer que, comme ailleurs sur le pourtour du Massif Central, et en particulier dans le Quercy, il y a eu ici une émersion à la fin du Toarcien. En l’absence de fossiles, le milieu de dépôt des calcaires marneux de l’Aalénien reste d’ailleurs hypothétique, entre un possible approfondissement de la tranche d’eau ou au contraire un retour progressif à des conditions littorales.

A la gauche de l’image ci-dessus, le Truc de Cénaret montre une face ouest plane, qui sur la vue de profil ci-dessous apparaît parfaitement verticale. Difficile, sous cet angle, de ne pas envisager un effondrement récent de tout un pan du Truc le long d’une fracture. Impossible en revanche de dater cet événement, d’autant que le pan effondré n’est absolument plus visible. L’autre flanc est presque aussi escarpé, et le Truc est ainsi réduit à une arête effilée dont il ne subsistera bientôt plus rien, mais à une échéance impossible à préciser.

Un glissement de terrain majeur en 1856

Si la vitesse de l’érosion est difficile à évaluer, il semble bien que, plus que par touches discrètes et régulières, elle procède par événements paroxystiques qui remanient profondément le paysage en quelques jours. Ce fut ainsi le cas du 29 au 31 Mai 1856, lors d’un épisode resté dans les mémoires et qui engloutit en quelques heures le hameau de Fouriès et le moulin de Recoulettes (dont la localisation exacte, apparemment au sud de Cénaret le long du Lot, est impossible à préciser sur les cartes topographiques actuelles). Cet article de La Lozère Nouvelle en date du 7 Juin 1956 relate l’événement qui, fort heureusement, semble n’avoir fait aucune victime humaine. Il faut dire que les mois de Mai et Juin 1956 sont particulièrement pluvieux en France, et marqués par des inondations majeures avec de nombreuses victimes, entre autres dans la vallée du Rhône et à Lyon, ce qui a motivé la visite de Napoléon III sur place relatée dans l’article suivant de La Lozère Nouvelle. En ce qui concerne la situation météo, les réanalyses semblent indiquer un thalweg sur la péninsule ibérique, et donc une situation propice à des précipitations cévenoles et méditerranéennes, même à la fin du printemps.

Faute d’éléments précis permettant une localisation exacte dans l’article de La Lozère Nouvelle, il est bien difficile de dire quelles sont les cicatrices de cet événement dans la morphologie actuelle. Sur l’image ci-dessous, la zone bombée et boisée surmontant le lotissement au second plan est un tablier d’éboulis, qui pourrait correspondre à « l’autre grande avalanche qui touchait à leur village (La Roche) et qui faisait continuellement des progrès ». Quant au glissement principal, il semble correspondre sur l’image Lidar (que je n’ai pas incluse mais qui est consultable sur cartes.gouv.fr) à une vaste zone au relief tourmenté s’étendant entre Cénaret, Barjac et le cours du Lot.

Pour terminer sur une note moins dramatique, et puisque nous parlons de précipitations, je ne peux m’empêcher d’inclure cette belle image de traces de gouttes de pluie à la surface des marnes, soulignées par un éclairage rasant. Parfaitement éphémères et fragiles en apparence, ces structures sont pourtant susceptibles d’être conservées dans l’enregistrement géologique, comme en témoignent ces équivalents datés de 250 millions d’années dans les ruffes permiennes du Salagou plus au sud.

Découvrir les « enfers » de Cénaret avec GéoCaps France

Pour aller plus loin

Peu de références cette semaine : si des publications relatives au Toarcien du haut-fond occitan sont disponibles, elle concernent essentiellement le domaine du Quercy, mais pas la région qui nous intéresse. Une publication sur le Jurassique moyen (et donc l’Aalénien) des Grands Causses existe, mais je la réserve pour de futurs articles, en particulier sur le secteur du Valdonnez au sud de Mende.

Sur les badlands : une définition et un aperçu planétaire, sur le média Futura Sciences.

Sur le Toarcien et l’Aalénien dans le nord des Grands Causses : en pages 18 à 23 de ce document de 2013, par Jean-Louis Reille, sur le site arbres-lozere.fr, avec beaucoup d’illustrations de qualité accessibles via des liens dans le texte.

Sur la géologie et les paysages dans les Grands Causses : par Laurent Bruxelles et Hubert Camus, extrait de Audra Ph. (Dir.) 2010 – Grottes et karsts de France. Karstologia Mémoires, n° 19, 360 p. Association française de karstologie.

Sur la géologie et les paysages dans les Grands Causses : sur la chaîne YouTube de GéoLozère / GéoCaps France.

La notice de la carte géologique de Mende :

Briand B.G., Couturié J.P., Geffroy J. et Gèze B. (1979) – Notice explicative, Carte géologique France (1/50000), feuille Mende (862) – Orléans: Bureau de recherches géologiques et minières, 52 p. Carte géologique par Briand B.G., Peyretti G., Couturié J.P., Geffroy J. et Gèze B. (1979).

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La forêt de Huelgoat et les Monts d’Arrée

Laurent Massé — Mon, 21 Sep 2026 07:00:00 +0000

Lundi 21 Septembre 2026

La forêt de Huelgoat et les Monts d’Arrée

Nichée au cœur de la forêt de Huelgoat, au sud-est immédiat des Monts d’Arrée, la Mare aux Sangliers est l’un des nombreux sites aux dénominations plus ou moins fantastiques que le promeneur pourra découvrir au détour des nombreux sentiers de randonnée qui sillonnent ce massif forestier domanial finistérien, d’une superficie de 1170 hectares. On y accède très facilement depuis le parking de la maison forestière de l’Arquellen, 500m à l’est du village de Huelgoat. De là, un sentier remontant vers le nord longe la rive droite d’un petit ruisseau, qu’il franchit 400 m plus loin. C’est largement suffisant pour s’immerger dans l’ambiance des lieux, à la fois très sereine et vaguement inquiétante. Souvent confondue avec la forêt de Brocéliande, en réalité située dans le Morbihan, la forêt de Huelgoat doit son atmosphère de légendes bretonnes aux chaos de granite qui constituent son substrat, et que recouvre une forêt dense et moussue, adaptée à l’humidité constante des lieux.

Le ruisseau serpente à travers des blocs de granite très arrondis, au pied desquels il forme une petite mare aux eaux très brunes, chargées de solutions colloïdales d’acides humiques et fulviques résultant de la dégradation d’une matière organique abondante. C’est la même couleur que celle que l’on retrouve dans les eaux drainant les tourbières d’altitude, ou les zones marécageuses des régions côtières. Quant au granite, il est difficile à observer car patiné et recouvert de mousses. Nous sommes dans le Geopark Armorique, donc bien entendu, interdiction d’user du marteau pour dégager des cassures fraîches. On se contentera ainsi des images existantes de ce monzogranite porphyrique varisque. Très comparable à celui de Margeride dont nous parlions il y a quelques semaines, il est légèrement plus ancien (335 millions d’années, soit le Carbonifère moyen ou Viséen).

Au pays des fées et des korrigans

Sur le chemin du retour au parking de l’Arquellen, on pourra faire un détour vers la Grotte d’Artus, qui tire son nom de l’oppidum gaulois du Camp d’Artus à 1 km au nord-ouest. Ici, les blocs de granite ménagent un étroit passage dans lequel il faut avancer courbé, en prenant garde à ne pas glisser sur la roche humide, d’autant que les blocs de granite entièrement recouverts de mousse ne vous seront d’aucun secours pour vous retenir en cas de chute. Bien d’autres sites aux noms évocateurs sont à découvrir au hasard des sentiers, parmi lesquels le Gouffre de la Rivière d’Argent, le Champignon, la Grotte du Diable, le chaos du Ménage de la Vierge, ou encore la Mare aux Fées.

L’atmosphère des lieux est en grande partie liée aux formes fantomatiques, vaguement humaines, que prennent les moindres branches couvertes de mousse. On ne peut s’empêcher d’imaginer d’innombrables bras, tendus pour piéger et emprisonner le promeneur imprudent qui oserait s’écarter du sentier. On s’attend d’ailleurs à voir surgir un korrigan derrière chaque bosquet, mais lors de notre passage ils ne se sont malheureusement pas montrés.

Si les branches moussues ne sont pas l’apanage de la forêt de Huelgoat, en revanche ces troncs tortueux qui semblent implantés à même le roc sont plus caractéristiques. Recouverts d’humidité, leurs écorces luisantes évoquent des membres ridés et déformés par des douleurs que l’on imagine lancinantes. Quant aux chaos granitiques, ne dit-on pas qu’ils sont l’œuvre de Gargantua ? Mais ça, on le dit partout où il y a des blocs en équilibre instable et autres curiosités géologiques remarquables !

Le granite de Huelgoat, au cœur d’un anticlinal au pied des Monts d’Arrée

Le granite de Huelgoat au sens strict (en rose vif sur la carte ci-dessous) est la deuxième des trois auréoles concentriques qui forment le massif de granite de Huelgoat au sens large. Les deux autres auréoles (granite de la Feuillée au nord, granite du Cloître au centre) ne sont pas porphyriques. L’ensemble forme une ellipse d’une quinzaine de kilomètres de longueur sur une dizaine de largeur, insérée au cœur d’une structure anticlinale de formations sédimentaires paléozoïques. Allongée dans une direction est-nord-est / ouest-sud-ouest, elle est bordée dans son grand axe par deux accidents décrochants dextres. Celui du sud-est, visible au sud immédiat du village de Huelgoat, sépare l’anticlinal du bassin carbonifère de Châteaulin. Celui du nord-est, parfaitement visible de Roudouderc’h à Trédudon-le-Moine, le sépare du synclinal pincé et faillé des Monts d’Arrée, lui-même bordé au nord-ouest par le granite de Commana, d’âge similaire à celui de Huelgoat. Toute cette structure a été acquise lors de la phase majeure de formation du Massif Armoricain à la fin de l’orogenèse varisque, qualifiée de « phase bretonne », au Carbonifère moyen (350 à 320 millions d’années).

Pour comprendre en un coup d’œil la structure de ce secteur, il faut se reporter à l’excellent document pédagogique du Geopark Armorique (également en lien à la fin de cet article), sur lequel on voit parfaitement le synclinal des Monts d’Arrée, et l’anticlinal de Huelgoat avec le massif granitique en son coeur. Entièrement couvert de forêts, il transperce les schistes briovériens qui, sans affleurer réellement, déterminent la zone déprimée et marécageuse autour du lac artificiel de Saint-Michel. Les séries sédimentaires sus-jacentes, qui s’étendent de l’Ordovicien au Dévonien, forment le relief en fer à cheval couvert de landes qui encercle à l’ouest le massif granitique. Nettement visible sur la perspective 3D Google Earth ci-dessous, il est, avec le Menez Hom au sud-ouest, l’un des éléments marquants du paysage finistérien, comme on pourra le constater sur les images satellite du département.

Dans le détail, ces reliefs en fer à cheval ne se développent pas partout sur les mêmes formations géologiques. Au sud et à l’ouest, ils correspondent au « grès armoricain » (dont nous reparlerons d’ici quelques semaines), en réalité un quartzite, premiers dépôts sédimentaires de la transgression paléozoïque, datés du Floien (477 à 470 millions d’années). Il s’agit des éminences claires à l’avant-plan de la perspective ci-dessus, qui forment les reliefs du Menez Kador et du Menez Mikel (supportant la chapelle Saint-Michel de Brasparts, dernière image de cet article), et se prolongent en direction du sud-est jusqu’au Menez Du. Au nord en revanche, le grès armoricain ne forme plus qu’une étroite bande pincée entre les deux branches du décrochement, et dominée par les reliefs des Monts d’Arrée, correspondant aux schistes et quartzites de Plougastel, plus récents (Siluro-Dévonien, 420 à 415 millions d’années). Au sud de l’anticlinal, ces mêmes formations ne déterminent en revanche aucun relief.

De vastes étendues de landes au sommet du Massif Armoricain

Sur la vue panoramique ci-dessous, prise depuis la chapelle Saint-Michel de Brasparts en Avril, le grès armoricain est couvert d’une pelouse verte qui contraste avec les teintes brunes des landes qui couvrent l’essentiel du paysage. Au second plan, elles correspondent aux tourbières de la réserve naturelle du Venec, formant la zone déprimée qui ceinture le réservoir Saint-Michel. Construit à partir de 1937, le barrage de Nestavel avait pour but de réguler le cours de l’Ellez. Sur la rive opposée du lac, il jouxte l’ancienne centrale nucléaire de Brennilis, mise en service en 1967, et en cours de démantèlement depuis 1985 (suite à deux attentats du FLB), et ce jusqu’en 2040. A l’horizon à gauche de l’image le Menez Kador (en grès armoricain) passe au centre aux reliefs des Monts d’Arrée. Le point culminant du Massif Armoricain, Roc’h Trévezel (384 m), est la petite éminence boisée juste à la gauche de l’antenne relais.

Depuis le sommet de Roc’h Trévezel, les éperons de schistes et quartzites de Plougastel sont bordés vers le nord d’un escarpement marqué, et dominent d’une centaine de mètres les étendues boisées qui s’étendent en direction de Landivisiau, du Léon et des côtes de la Manche.

Visible de loin sur sa colline de grès armoricain, la chapelle Saint-Michel de Brasparts, perchée à 381 m d’altitude, domine tout le Finistère. Elle a fait l’objet d’une campagne de rénovation récente. Ces paysages de landes au charme indéniable sont malheureusement menacés par le réchauffement climatique, comme en témoignent les incendies de 2022 qui ont ravagé le secteur.

Le Finistère avec GéoLozère en Juin 2021 – Diaporama d’introduction

Pour aller plus loin

Sur la forêt de Huelgoat : par Pascal Gautier, sur le site de l’Office National des Forêts.

Sur les chaos de la forêt de Huelgoat : par Nicolas Adell, un article de 2023 dans la revue Techniques & Culture, sur le site Cairn Info.

Sur l’histoire géologique des paysages des Monts d’Arrée : un très joli document pédagogique sur le site du Geopark Armorique.

Pour découvrir les Monts d’Arrée : un itinéraire proposé sur le site Les routes touristiques en France.

Sur la chapelle Saint-Michel de Brasparts et les Monts d’Arrée : des photos et des suggestions de circuits de randonnée, sur le site Bouger et voyager !

Sur la chapelle Saint-Michel de Brasparts : par Yannic Le Bihan, sur le site Saint-Jacques de Compostelle Bretagne.

Sur le contexte géodynamique de la région de Huelgoat, par les auteurs de la carte géologique et de sa notice :

Castaing, C., Rolet, J., Chèvremont, P., Le Calvez, J.Y. et Thonon, P. (1987). La région de Huelgoat (Finistère central) dans le contexte géodynamique armoricain. Géologie de la France, (1), 23-36.

La notice de la carte géologique de Huelgoat, recouvrant la quasi-intégralité du massif granitique :

Castaing, C., avec Beurrier, M., Le Calvez, J.Y., Chèvremont, P., Clozier, L., Darboux, J.R., Garreau, J., Guigues, J., Herrouin, Y., Le Goffic, M., Monot, B., Pelhâte, A., Rolet, J. et Thonon, P. (1988) : Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Huelgoat (276). Orléans : BRGM, 62 p. Carte géologique par Castaing, C., Beurrier, M., Herrouin, Y., Rolet, J. et Thonon, P. (1987).

La notice de la carte géologique de Morlaix, recouvrant le nord des Monts d’Arrée :

Cabanis, B., Chantraine, J., Dadet, P. et Herrouin, Y. (1980) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Morlaix (240). Orléans : BRGM, 45 p. Carte géologique par Chantraine, J., Cabanis, B., Dadet, P. et Herrouin, Y. (1980).

La notice de la carte géologique du Faou, recouvrant l’extrémité occidentale des Monts d’Arrée :

Babin, C., Garreau, J., Melou, M., Plusquellec, Y., Morzadec, P., Pelhâte, A., Chauris, L., Thonon, P., Darboux, J.R., Hallegouët, B. et Guigues, J. (1982) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Le Faou (275). Orléans : BRGM, 145 p. Carte géologique par Babin, C., Garreau, J., Melou, M., Plusquellec, Y., Morzadec, P. et Pelhâte, A. (1982).

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Le panorama du sommet du Mont Mézenc

Laurent Massé — Sun, 13 Sep 2026 18:54:44 +0000

Lundi 14 Septembre 2026

Le panorama du sommet du Mont Mézenc

Nous voici cette semaine au sommet du plus haut des édifices volcaniques isolés du Massif Central. A 1753 m d’altitude, le Mont Mézenc n’est techniquement que le quinzième sommet du Massif Central, surpassé entre autres par le Puy Mary (1783 m), le Plomb du Cantal (1855 m) ou le puy de Sancy (1885 m). Mais tous ces sommets ne sont que des éléments des crêtes centrales des deux vastes stratovolcans du Cantal et des Monts Dore et, c’est bien connu, à plusieurs on est plus forts. Le Mont Mézenc est bien un édifice isolé, par ailleurs point culminant d’un ensemble volcanique, curieusement assez méconnu, et pourtant unique en France, en Europe, et même probablement au niveau mondial, le Velay oriental, qui présente une exceptionnelle concentration de dômes de lave phonolitique à trachytique. Localement dénommés « sucs », ces édifices plus ou moins isolés les uns des autres sont le résultat d’éruptions de type péléen, où une lave visqueuse s’accumule autour de son point de sortie pour former un dôme plus ou moins aplati et étalé, comme La Tortue (au quart gauche sur l’image ci-dessous), ou au contraire une aiguille élancée, comme le plus célèbre des sucs du Velay, le Mont Gerbier de Jonc. Au-delà d’une vue exceptionnelle sur tout cet ensemble vellave, le panorama du sommet du Mézenc est remarquable du fait de sa proximité avec la vallée du Rhône. On y jouit ainsi, essentiellement en hiver lorsque l’air est particulièrement transparent et les sommets enneigés, d’une perspective étonnante sur tout l’arc alpin (mais malheureusement pas sur les clichés présentés dans cet article, tous pris en été).

La perspective ci-dessous, en direction du nord depuis la Croix du Mézenc, montre au premier plan les deux pointements rhyolitiques des « Dents du Diable », alignés le long d’un dyke d’orientation est-ouest. Comme les dômes trachy-phonolitiques du Mézenc, de la Grosse Roche ou du Mont Signon, ils transpercent une carapace basaltique constituée d’un empilement de 10 à 12 coulées superposées, qui forment le plateau visible à mi-distance entre Saint-Front et Chaudeyrolles. Plus loin vers le nord, une importante concentration de dômes forme les masses sombres des massifs du Lizieux et du Meygal, prolongés vers le nord-est par un alignement d’édifices mieux individualisés en direction du fossé de l’Emblavez, tout-à-fait à gauche. Enfin, à l’horizon, à presque 100 km au-delà du Meygal, se détache la crête de l’échine granitique des Monts du Forez qui, avec une altitude de 1631 m à Pierre-sur-Haute, est le deuxième sommet non volcanique du Massif Central (derrière le Mont Lozère à 1699 m). Vers l’est, le Mont Morin, à peine visible, correspond aux hauteurs situées juste au nord de l’agglomération stéphanoise, tandis que le Crêt de la Perdrix marque l’extrémité sud-ouest du massif du Pilat.

Le Mont Mézenc, un double dôme à la silhouette caractéristique

Le Mont Mézenc correspond à la coalescence de deux dômes de phonolite, le sommet sud très arrondi (1753 m), et le sommet nord ou Croix du Mézenc, plus pointu (1744 m). Pour l’anecdote, le premier est situé en Ardèche, et le second en Haute-Loire. Au-delà de son altitude, à peine plus élevée que son voisin l’Alambre (1691 m) avec lequel il domine le village des Estables (la plus haute commune du Massif Central), c’est ce profil caractéristique qui le rend facilement identifiable de loin. Sur son flanc ouest, il ne domine que légèrement la surface du plateau. Ci-dessous, vu depuis La Sauvetat sur le plateau du Devès, on devine la croix du sommet nord.

Vu depuis Borée à l’est, le flanc oriental du Mézenc est nettement plus abrupt, du fait de l’érosion méditerranéenne des affluents de l’Eyrieux qui creusent la dépression des Boutières. Le sommet nord est cette fois-ci à droite. Les spectaculaires rivières de pierre, ou clapas, ou clapiers, qui recouvrent son versant sud-est, ajoutent à sa singularité sous cet angle.

L’ascension du Mézenc (un peu moins de 200 m de dénivelé) se fait en 1 h depuis la Croix de Peccata, à travers le talus d’éboulis ouest, d’abord couvert de forêt, puis d’une prairie d’altitude à l’approche du sommet. 300 m séparent la Croix du Mézenc du dôme sud, où une table d’orientation permet d’identifier les principaux éléments du paysage. Partout sur la crête, de larges affleurements vous permettront (à la condition d’obtenir une cassure fraîche à l’aide d’un marteau pour éliminer la patine très marquée), d’observer la phonolite, de teinte grise, et riche en plaquettes de feldspaths alcalins blancs ainsi qu’en minuscules cristaux noirs de pyroxènes. En revanche, la néphéline, caractéristique des phonolites, n’est pas visible à l’œil nu. Je n’ai malheureusement aucune photo de roches du Velay dans les archives de GéoLozère pour illustrer cet aspect.

Le Velay oriental, un exceptionnel alignement de dômes sur plus de 50 km

La plupart des édifices volcaniques mentionnés ici feront l’objet d’articles ultérieurs, mais pour ce premier panorama, le fond géologique présenté couvre un secteur assez large, afin d’insister sur quelques caractères généraux du Velay oriental. L’élément le plus marquant sur la carte ci-dessous est l’échine granitique orientée nord-ouest sud-est qui s’étend de Lavoûte-sur-Loire à Saint-Julien Chapteuil. Limitée au nord-est par une faille qui crée un escarpement nettement visible dans le paysage local, il s’agit d’un horst, dit de Chaspinhac, qui sépare les bassins effondrés (ou hémi-grabens) du Puy-en-Velay au sud-ouest et de l’Emblavès au nord-est. C’est sur cette direction générale (identifiable dans bien d’autres secteurs du Massif Central), que s’alignent grossièrement les pointements trachy-phonolitiques du Velay oriental, représentés sur la carte en diverses teintes de violet, de vert foncé ou de bleu clair. Agés de 15 à 6 millions d’années, avec un pic d’activité autour de 10 à 8 millions d’années, ils sont légèrement plus anciens que le stratovolcan cantalien, et bien plus vieux que les autres ensembles volcaniques qui les encadrent à l’ouest (plateau du Devès et bassin du Puy) ou au sud (volcans du Vivarais).

Dans le détail, quatre sous-ensembles sont distingués dans les formations du Velay oriental. Au nord-ouest, les sucs isolés du fossé de l’Emblavez (dont la plupart sont hors des limites de la carte) sont aussi les plus anciens (15 à 12 millions d’années). En direction du sud-est, les ensembles du Meygal et du Lizieux (en vert clair) sont très légèrement plus jeunes (13 à 10 millions d’années), et semblent contemporains, au moins pour les plus récents, du volcanisme basaltique qui forme le plateau de Champclause – Les Vastres (en bleu clair). Enfin, vers le sud-est, les dômes autour du Mézenc sont les plus jeunes, entre 10 et 6 millions d’années. L’âge de la phonolite du Mézenc est estimé entre 7,5 et 8 millions d’années (datation K/Ar). Il semble donc y avoir un déplacement vers le sud-est des manifestations éruptives au cours du temps. Autre singularité des dômes du Velay, très peu de dépôts de nuées ardentes y sont identifiables (contrairement au Puy-de-Dôme ou au Puy Mary), soit qu’ils n’aient jamais existé, ou que l’érosion ultérieure les ait éliminés.

A 360° (ou presque) autour du Mont Mézenc

Présenté en deux panneaux ci-dessous, le panorama que nous avons réussi à reconstituer après notre passage en Juillet 2012 couvre pas loin de 260° – les 100° restants, vers le sud, n’ont pas été inclus faute d’avoir pu être raccordés au reste.

Vers l’ouest (ci-dessous), l’Alambre et le village des Estables, au pied du Mézenc, marquent le sommet des pentes assez douces du versant Atlantique. A mi-distance, le plateau du Devès est à peine identifiable. L’horizon est fermé au sud-ouest par les crêtes du Mont Lozère et des Monts de la Margeride. Vers le nord-ouest, les sommets des provinces volcaniques occidentales (Cantal, Cézallier, Monts Dore et Puy-de-Dôme) ne sont pas visibles en ce jour de Juillet. Mais ils apparaissent nettement en hiver, comme on pourra le constater sur ce site.

Vers le nord et l’est (ci-dessous), peu d’éléments marquants en plus de ceux déjà visibles et mentionnés sur la première image. Les crêtes du Pilat se détachent nettement à l’horizon au centre, en revanche celles du Vercors, au-delà du Rhône, s’imaginent plus qu’elles ne se voient. Au premier plan à droite, la dépression des Boutières n’apparaît que très partiellement. Au-delà de la dernière image à la fin de cet article, nous reviendrons bien plus largement sur l’exceptionnelle concentration de sucs de toutes formes que l’on peut y admirer dans de futurs articles.

Deux détails méritent toutefois d’être isolés, même à la limite de la netteté globale du cliché. Ci-dessous, en direction du nord-nord-est, le rebord du plateau basaltique, profondément entaillé par la vallée de la Saliouse, montre nettement la superposition de 10 à 12 coulées, que la route qui remonte en direction du village de Saint-Clément (tout-à-fait à gauche) recoupe successivement. Avec un léger enrichissement en silice de la base vers le sommet, c’est un cas d’école de différenciation magmatique progressive sur lequel nous reviendrons de plus près d’ici quelques mois.

Vers le nord (ci-dessous), au-delà du village de Saint-Front, le massif du Meygal se termine au sud par deux jolis dômes, le Mounier (au centre) et la Tortue (à gauche), dont le nom vient du profil parfaitement évocateur que lui confère la présence, juste au nord, d’un petit dôme satellite qui constitue sa « tête ». Deux édifices sur lesquels nous reviendrons également d’ici quelques mois.

Pour terminer cet article, difficile de ne pas évoquer le plus illustre des dômes, le Gerbier de Jonc. Il est visible du sommet du Mézenc (ci-dessous), mais certainement pas sous son jour le plus flatteur. Il aura également droit à son article dans un futur plus ou moins proche. En revanche, faute de clichés, je ne reviendrai pas sur l’autre édifice visible au centre gauche de cette image. Le Suc de Sara est un dyke annulaire, certainement l’une des formes les plus originales (et volumineuses) qu’offre le volcanisme unique du Velay oriental.

Le Velay avec GéoLozère en Juillet 2012

Découvrir le panorama du sommet du Mont Mézenc avec GéoCaps France

Pour aller plus loin

Pour les marcheurs et randonneurs : un circuit autour du Mézenc proposé par Les Terres du Milieu. De nombreuses autres ressources similaires existent, vous les trouverez facilement sur n’importe quel moteur de recherche. Si vous souhaitez être accompagnés, vous pouvez aussi vous tourner vers Alexandre Aubry, un accompagnateur en montagne installé dans la région. Alexandre Aubry propose également une superbe galerie photos sur son site perso.

Sur les volcans du Massif Central en général, ce long mais excellent article tous publics de 2003, dont j’avais perdu la trace en ligne, mais que je viens fort opportunément de relocaliser. Le chapitre relatif au Velay oriental est en pages 27 à 30 :

Nehlig, P., Boivin, P., De Goër de Herve, A., Mergoil, J., Prouteau, G., Sustrac, G. et Thiéblemont, D. (2001). Les volcans du Massif central. GEOLOGUES-PARIS-, 66-91.

Sur le volcanisme du Velay, par les deux pionniers des travaux modernes sur cette province, un article certes déjà ancien, mais qui est presque une bible – tout ce que j’ai pu dire sur le Velay dans le cadre de GéoLozère vient de là. On y trouve en particulier, en pages 31 à 47, de très nombreuses planches richement illustrées, auxquelles je ne manquerai pas de faire référence dans les futurs articles sur ce secteur :

Mergoil, J. et Boivin, P., avec la collaboration de Blès, J.L., Cantagrel J.M. et Turland, M. (1993). Le Velay, son volcanisme et les formations associées. Géologie de la France, (3), 3-96.

Sans oublier la carte au 1/100 000 dont ce document est la notice.

Sur le massif du Mézenc : un compte-rendu de sortie du Groupe Géologique de la Haute-Loire dans le n° 50 de la revue Zircon (2021).

Sur le massif du Meygal : un compte-rendu de sortie du Groupe Géologique de la Haute-Loire dans le n° 49 de la revue Zircon (2020).

Le volcanisme phonolitique ardéchois vu du ciel : par Pierre Thomas, sur le site Planet Terre de l’ENS de Lyon.

La notice de la carte géologique du Monastier-sur-Gazeille, recouvrant la quasi-intégralité de l’ensemble volcanique méridional Mézenc – Boutières :

Defive E., Meinard Y., Courrioux G., Ledru P., Poiraud A., Prognon C. et Bertin C. (2011) : Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Le Monastier-sur-Gazeille (816). Orléans : BRGM, 196 p. Carte géologique par Courrioux G., Ledru P., Poiraud A., Prognon C. (2011).

La notice de la carte géologique d’Yssingeaux, recouvrant la quasi-intégralité de l’ensemble volcanique septentrional Meygal – Lizieux :

Feybesse J.L., Turland M., Nehlig P., Alsac C., Mercier-Batard F., Périchaud J.J., Vialaron C., Bayle des Hermens R. (de) (1998) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Yssingeaux (792). Orléans : BRGM, 145 p. Carte géologique par Feybesse J.L., Turland M., Nehlig P., Capdevila R., Alsac C., Dagain J., Mergoil J., Werth F. (1998).

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Le banc de sable de Pereire dans les passes du Bassin d’Arcachon

Laurent Massé — Tue, 01 Sep 2026 15:31:59 +0000

Lundi 7 Septembre 2026

Le banc de sable de Pereire dans les passes du Bassin d’Arcachon

Dégagée à marée basse à la pelle et lissée à l’aide d’une truelle qui sert d’échelle, cette tranchée dans un banc sableux des passes du Bassin d’Arcachon montre un bel exemple de litage « en arêtes de poisson », à pentes alternées de part et d’autre d’une surface presque horizontale (nos amis anglo-saxons, encore plus spécifiques que nous, parlent de « herringbone cross-stratification », donc d’arêtes de hareng). Souvent conservées dans les dépôts anciens, comme nous le verrons par exemple d’ici quelques mois dans les calcarénites miocènes du Luberon, ces stratifications sont la marque d’un dépôt sous l’effet de courants de sens opposés, et donc de précieux indicateurs dans les dépôts anciens de milieux littoraux soumis à la marée. Mais pour cette semaine, nous nous attacherons à illustrer comment ces structures prennent naissance dans un milieu de sédimentation actuel : les dépôts visibles sur l’image ci-dessous datent en effet des 12 dernières heures tout au plus.

Rides et dunes hydrauliques, des formes liées aux courants qui les mettent en place

La partie plus claire au sommet, dont l’épaisseur est d’une dizaine de centimètres, montre des lits internes soulignés par des concentrations de minéraux plus sombres, tous inclinés dans le même sens. On voit que ce corps sédimentaire est limité à gauche par une surface inclinée dont la pente est exactement la même que celle de ces litages. Vers la droite, la pente est nettement plus faible, donc ce corps est dissymétrique. Il s’agit d’une dune hydraulique, parfois qualifiée de « mégaride » (ou simplement de ride lorsque la taille est plus réduite, comme on en devine derrière la truelle à gauche). La limite entre rides et dunes est, plus ou moins arbitrairement, fixée à une longueur d’onde (la distance horizontale entre deux crêtes) de 60 cm. Mais en pratique, qu’il s’agisse d’une ride ou d’une dune, le mode de mise en place est très exactement le même.

Dans ce cas, le courant vient de la droite, et charrie des grains de sable, roulés sur la face en pente douce de la dune. Arrivés au niveau de la crête, abandonnés par le courant qui se détache de la surface, les grains chutent vers la gauche sous l’effet de la gravité, et dessinent les litages internes au fur et à mesure que la dune avance, dans le sens du courant. On parle de « face d’avalanche » pour qualifier cette pente plus abrupte sous le courant. L’inclinaison est toujours à peu près la même, à savoir une vingtaine de degrés dans l’eau. Et ce quelle que soit la vitesse du courant : la seule chose qui va évoluer lorsque le courant augmente, c’est la longueur d’onde. On passera des rides aux petites dunes, aux moyennes dunes et aux grandes dunes, mais le processus de mise en place, la dissymétrie de la structure, et les laminations internes seront inchangés. Pour visualiser le fonctionnement de ces corps sédimentaires, il suffit de se promener à marée basse dans le chenal séparant la plage du banc de sable, où certaines rides sont encore actives et mobiles. On peut aussi jeter un œil sur cette vidéo d’une expérimentation en canal hydraulique – avec un peu de patience, la première ride n’arrivant qu’au bout d’une minute.

Un banc de sable modelé par les courants de flot et de jusant

Sous la surface horizontale à la base de la dune, on voit que l’inclinaison des laminations est dans le sens opposé, vers la droite. Donc le courant a changé de sens, ce qui paraît logique dans un environnement soumis alternativement à la marée montante (le flot) et à la marée descendante (le jusant). Le seul détail qui nous manque, c’est l’orientation par rapport aux passes. La vue plus large ci-dessous montre la presqu’île du Cap Ferret à l’horizon. Le courant qui a mis en place notre dune venait de la droite, c’est-à-dire de l’intérieur du Bassin. Il s’agissait donc du courant de jusant lié à la marée descendante. La dune n’a ainsi que quelques heures au moment du creusement de la tranchée.

Autre information essentielle sur l’image ci-dessus, la dune de jusant, dont l’extension latérale est de 1 à 2 m, est « perchée » au sommet d’une structure plus grande (une dizaine de mètres) plus sombre, et dont la dissymétrie semble inverse : il s’agit d’une dune de flot, celle-là même visible dans la partie inférieure de la tranchée, liée à la dernière marée montante. On a donc bien ici l’enregistrement successif des deux phases du dernier cycle de marée, le flot à la base, et le jusant au sommet.

La vue encore plus large ci-dessous, prise depuis la plage de Pereire en direction des passes, montre la surface du banc tapissée de dunes hydrauliques, un aspect familier que connaissent parfaitement les nombreux promeneurs et pêcheurs à pied qui fréquentent le site. Plus loin, on distingue un second banc de sable à mi-distance et, à l’horizon, la pointe du Cap Ferret. En zoomant un peu plus, on distingue à gauche de la pointe les rouleaux d’écume de la houle qui se brise sur les bancs de sable les plus au sud, ainsi que vers la gauche, le Banc d’Arguin derrière la jetée du Moulleau.

Prenons maintenant de la hauteur pour observer la répartition des dunes à la surface du banc (image satellite du 10 Mai 2024 ci-dessous). Indifféremment appelé banc de Pereire (du nom de la plage par laquelle on y accède) ou du Moulleau (du nom du quartier d’Arcachon et de la jetée à quelques centaines de mètres au sud), il fait à peu près 1 km de longueur pour 500 m de largeur. Il est limité au nord par une crête presque rectiligne, rattachée à la plage à son extrémité septentrionale (depuis la prise de vue en 2024, une nette déformation de l’extrémité libre opposée s’est manifestée). Vers le sud, la limite du banc est en revanche beaucoup moins nette, et il montre une dépression centrale très largement tapissée d’un champ de dunes hydrauliques de flot, qui marquent très nettement le chemin emprunté par les courants lors de la marée montante. Ces dunes de flot disparaissent vers le nord. Quant aux dunes de jusant, elles se devinent autour de la crête du banc, en particulier près de l’extrémité libre. Elles ont une longueur d’onde nettement inférieure à celle des dunes de flot, au sommet desquelles elles viennent d’ailleurs se percher (comme on le voit très bien sur la deuxième image de cet article), incapables de les effacer complètement pour prendre leur place.

Cette différence de répartition et de longueur d’onde des dunes de flot et de jusant évoque un schéma complexe de circulation des courants sur le banc de Pereire au cours d’un cycle de marée, sur lequel je ne vais pas m’appesantir à ce stade. Les lecteurs intéressés pourront trouver quelques pistes d’exploration dans les quelques références proposées à la fin de cet article.

Le banc de Pereire, un élément des complexes passes du Bassin d’Arcachon

Elargissons encore la focale pour replacer le banc dans le contexte global des passes du Bassin d’Arcachon. Sur la vue satellite plus large ci-dessous, avec le nord à droite, on reconnaît parfaitement l’extrémité de la pointe du Cap Ferret, ainsi que la grande Dune du Pilat. Face à la dune, le Banc d’Arguin, dont une partie est constamment émergée, est séparé du littoral par la passe sud, et bordé du côté opposé par la passe nord, qui se situe dans le prolongement du chenal du Cap Ferret. Comme toutes les embouchures soumises aux courants de marée, les passes du Bassin d’Arcachon sont encombrées d’un ensemble de bancs de sable, qui forment un « delta de jusant » vers le large, et un « delta de flot » vers l’intérieur de la lagune. Mais si le schéma morphologique général est assez constant, dans le cas du Bassin d’Arcachon, on s’en éloigne considérablement, à tel point que bien malin qui pourrait, d’un simple coup d’œil, y retrouver ses petits.

Il faut reprendre le schéma de circulation des courants au cours d’un cycle de marée pour comprendre cette organisation. Lors de la marée descendante, la vidange du Bassin fait converger les courants vers la pointe du Cap Ferret. Le courant de jusant se concentre donc dans le chenal du même nom et rejoint la passe nord. Il s’étale ensuite sur les bancs de sable situés dans le prolongement de la pointe du Cap Ferret. Ces bancs dits du Toulinguet constituent le delta de jusant. Ils sont profondément affectés par la houle qui s’y brise. Lorsque la marée recommence à monter, l’effet de vidange se poursuit dans le chenal du Cap Ferret, et le courant de flot est contraint de « contourner l’obstacle ». Il emprunte donc préférentiellement la passe sud. Au nord du Banc d’Arguin, il s’étale et modèle les bancs de sable dits du Bernet, situés dans son prolongement, et qui constituent donc le delta de flot. Tout-à-fait à l’extrémité nord, le banc de Pereire en est un élément.

Cette dissymétrie dans la circulation des courants de marée dans les passes explique le fait que les courants de flot sont apparemment plus intenses que ceux de jusant sur le banc de Pereire, comme semble l’indiquer la plus grande longueur d’onde des dunes de flot. Sur l’image ci-dessous, prise en direction de la jetée du Moulleau après la renverse de basse mer, on voit la dépression au sud du banc progressivement envahie par la marée montante. Le courant de flot va s’intensifier, pour atteindre un maximum de vitesse trois heures avant la pleine mer suivante.

Un terrain de jeux idéal pour des balades, studieuses ou plus ludiques

Facilement accessible depuis la plage à marée basse, le banc de Pereire est depuis toujours un lieu d’exception pour étudier en 3D les figures sédimentaires. Nous y sommes venus avec GéoLozère en Octobre 2024, mais de nombreux ateliers y sont régulièrement organisés, entre autres par l’Université de Bordeaux pour les étudiants de troisième année de licence Sciences de la Terre, chaque printemps au moment des grandes marées. C’est d’ailleurs lors de ces occasions qu’ont été prises la très grande majorité des photos de cet article.

Avant de rejoindre le banc, tapissé de rides et de dunes, on traverse la plage, dont la surface extrêmement lisse offre un contraste saisissant. Ici, pas de courants de marée alternatifs pour sculpter des figures, mais simplement le déferlement du clapot à marée haute, qui provoque des courants perpendiculaires à la ligne de rivage. Ceux-ci modèlent des lits parfaitement plans comme on peut le voir à la base de la tranchée ci-dessous. A la belle saison, la circulation sur la plage vient perturber la régularité des laminations, comme on peut le voir au milieu de la paroi. J’y ai même vu, une année, de mystérieuses figures en « paires de fesses », que nous avons fini par relier à un échouage massif de grosses méduses qui, pour tenter de se renflouer, pompaient désespérément pour créer lesdites figures (j’ai une photo quelque part, mais je ne l’ai pas retrouvée).

Une riche endofaune vit dans le sable du banc, les nombreux pêcheurs à pied ne s’y trompent pas. Fréquentes victimes collatérales de nos coups de pelle, les vers ont rarement, comme celui-ci, la chance de s’en sortir entiers. Les arénicoles sont particulièrement abondantes, mais pour ce spécimen, en l’absence des branchies rouges caractéristiques, j’hésite avec un siponcle nu. Mais on n’observe pas non plus nettement le tégument quadrillé caractéristique de ces organismes.

En regagnant la plage, on ne manquera pas d’observer, au niveau du piquet avec une croix jaune visible sur la vue panoramique plus haut, une résurgence d’eau douce qui provoque un « bouillonnement » aux effets curieusement hypnotiques.

Pour clore ce long article et revenir à notre point de départ, je terminerai par cette belle image de petites rides éoliennes, façonnées sur le haut de plage par une légère brise de nord. Rides et dunes éoliennes fonctionnent de la même façon que leurs équivalents hydrauliques. La seule différence est liée à la pente d’avalanche, qui peut grimper jusqu’à 40° dans les cas des rides éoliennes, en l’absence d’eau qui joue le rôle de lubrifiant. Rien d’évident sur l’image ci-dessous, en revanche tous ceux qui ont gravi la face sous le vent de la Dune du Pilat ont amplement pu le constater !

Les côtes girondines et charentaises avec GéoLozère en Septembre / Octobre 2024

Diaporama d’introduction 1 : Histoire géologique du Bassin Aquitain

Diaporama d’introduction 2 : Environnements littoraux actuels et récents

Diaporama d’introduction 3 : Climat et changements climatiques

Diaporama d’introduction 4 : Changements côtiers en Aquitaine

Pour aller plus loin

Il y a pléthore de ressources sur le sujet de la semaine, je me contente donc d’une très petite sélection qui pourra servir de point de départ aux plus curieux.

Sur le Bassin d’Arcachon : la page consacrée sur le site de l’Observatoire de la Côte Nouvelle-Aquitaine.

Sur les rides et dunes éoliennes et hydrauliques, une synthèse des différents types morphologiques en pages 3 à 11 de cette thèse de 2014 :

Guignier, L. (2014). Analyse physique du transport sédimentaire et morphodynamique des dunes (Doctoral dissertation, Université de Rennes).

Sur la morphologie des embouchures tidales, une excellente synthèse en pages 9 à 16 de cette thèse de 2018 :

Le Bas, X. P. (2018). Morphodynamique des deltas de jusant et des flèches sableuses en domaine macrotidal: les embouchures de l’Orne et de la Dives (Doctoral dissertation, Normandie Université).

Sur l’évolution à long terme des passes du Bassin d’Arcachon, une synthèse de l’état des connaissances en pages 17 à 23 de ce rapport du BRGM de 2020 :

Bernon N. et S. Lecacheux (2020) ‐ Etat des connaissances sur la dynamique hydrosédimentaire à l’embouchure du Bassin d’Arcachon, en lien avec la stratégie locale de gestion de la bande côtière de La Teste‐de‐Buch. Rapport final. BRGM/RP‐69920‐FR, 48 p., 29 fig., 1 tab, 1 ann.

Sur le banc de Pereire : une synthèse complète dans ce rapport de 2019 réalisé par Casagec Ingéniérie à la demande du Syndicat Intercommunal du Bassin d’Arcachon (SIBA).

La notice de la carte géologique d’Arcachon, sur laquelle le Banc de Pereire est situé :

Dubreuilh J., Karnay G., Bouchet J.M. et Le Nindre Y.M. (1992) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50000), feuille Arcachon (825) — Orléans : BRGM, 53 p. Carte géologique par J. Dubreuilh, J.M. Bouchet (1992).

La notice de la carte géologique de La Teste, avec le prolongement vers le sud des bancs de sable du delta de jusant :

Karnay G., Dubreuilh J. et Bouchet J.M. (1992) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille La Teste (849) – Orléans : BRGM, 52 p. Carte géologique par G. Karnay (1992).

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Les granites orbiculaires de Margeride

Laurent Massé — Wed, 26 Aug 2026 09:26:04 +0000

Lundi 31 Août 2026

Les granites orbiculaires de Margeride

Revenons en Margeride, très près du Signal de Randon où nous étions il y a un mois pour parler du granite porphyroïde dit « à dents de cheval » qui affleure très largement dans ce secteur. A un peu plus d’1 km au nord-nord-est du Signal, dans un virage le long de la D3, on peut observer sur quelques hectares de part et d’autre de la route ce faciès tout-à-fait particulier dit « orbiculaire ». Découvert en 1972 par Jean-Pierre Couturié, et documenté à travers plusieurs publications, il fait partie de la vingtaine d’occurrences signalées en France de ce type singulier et peu fréquent de cristallisation dans des roches plutoniques, gabbros, diorites ou granites. Connu sous le nom de granite orbiculaire du Signal de Randon, ou du Cheval Mort du nom du col situé à proximité, il méritait amplement son propre article, d’autant qu’un second gisement a été découvert en 2019, près de Grandrieu à une quinzaine de kilomètres au nord-est, par deux adhérents de GéoLozère.

Cette section sciée et polie d’un échantillon provenant du gisement du Cheval Mort montre tout le détail de la structure de la roche. Les orbicules sont de la taille d’une grosse olive ou d’une petite prune. Elles montrent un noyau de taille variable constitué de biotite (mica noir) ou d’un cristal de feldspath plagioclase (contenant du calcium et du sodium), entouré d’une couronne radiaire de feldspaths plagioclases, parfois elle-même entourée d’une deuxième couronne de feldspaths potassiques (ceux-là même qui constituent les « dents de cheval » et sont majoritaires dans le granite porphyroïde classique environnant). Les orbicules sont entourés d’une matrice de granite à grain fin ou « aplite », composée de quartz, feldspaths potassiques, biotite et muscovite (« mica blanc »). Les plages noires à la gauche de l’image pourraient être de la tourmaline, ce minéral étant présent dans des filons de pegmatite à proximité.

Décrit par J.P. Couturié dans sa thèse d’état comme un filon orienté parallèlement à la direction régionale de fracturation NNW-SSE (ci-dessous), il est indiqué sur la carte géologique de Saint-Chély d’Apcher (dont J.P. Couturié est l’auteur principal), mais simplement sous la forme d’une tache ovoïde, tant sa géométrie exacte et ses limites avec le granite classique qui l’entoure sont difficiles à préciser. C’est du aux conditions d’affleurement plutôt mauvaises, sous forme de blocs épars dans les champs, contrairement aux filons de microgranite, porphyrite ou quartz que l’on observe un peu partout à proximité. Mis en relief par une résistance à l’érosion plus importante que celle du granite, leur nature de filons allongés conformément à la fracturation régionale est bien plus évidente que pour le granite orbiculaire.

Les quatre saisons de la Margeride

J’avais déjà évoqué il y a un mois les paysages de Margeride, mais très succinctement. Je profite donc de cette occasion pour ouvrir une parenthèse à ce sujet, en insistant sur le charme indiscutable de cette région injustement méconnue du Massif Central. Entourée de toutes parts de terroirs bien plus célèbres et fréquentés (le Cantal au nord-ouest, l’Aubrac à l’ouest, les Grands Causses au sud, les Cévennes à l’est, le Velay au nord-est), et sans attraction touristique majeure (à l’exception de la Réserve des Bisons d’Europe à Sainte-Eulalie et du Parc des Loups du Gévaudan à Saint-Léger de Peyre), la Margeride fait un peu figure de contrée oubliée, et c’est fort dommage. Pas de reliefs acérés ou de gorges profondes ici, on est sur le versant atlantique, et trop près des sources pour que les incisions des vallées soient marquées. Le col du Cheval Mort marque la limite entre le bassin versant de la Loire et celui de la Garonne. Le granite orbiculaire est situé à quelques centaines de mètres de la source du Chapeauroux, affluent de l’Allier. Le vallon tout en rondeurs au sein duquel il descend tranquillement vers Arzenc de Randon est à lui seul un concentré de tous les attraits de la Margeride, à commencer par quatre saisons encore bien marquées, et offrant chacune son charme particulier. L’automne y est particulièrement flamboyant : ci-dessous autour du hameau de Liraldès en Octobre, les résineux conservent leur vert foncé, les bouleaux virent au jaune vif, les merisiers au rouge violacé, et les hêtres au vert pâle puis au roux. A droite, dans le lointain, quelques sorbiers des oiseleurs couverts de baies rouge vif seront les dernières taches de couleur dans un paysage de plus en plus terne au fur et à mesure de l’avancée vers la « mauvaise saison ».

Austère voire inhospitalière en hiver lorsque la « tourmente » la balaye, dès le printemps la Margeride retrouve toute la richesse de sa palette : les prairies se couvrent de jonquilles et de narcisses dès le mois d’Avril, les genêts repeignent le paysage en jaune vif en Mai. Une floraison multicolore prend le relais en Juin, avec entre autres le bleu violet des raiponces et le rose pâle des renouées bistortes. L’été se poursuit avec le rose intense des épilobes et des bruyères cendrées, et celui plus nuancé des callunes. Ci-dessous, au point d’affleurement du granite orbiculaire, subsiste une hêtraie qui constituerait les derniers vestiges de la forêt originelle de Margeride, bien avant la déforestation, et les plantations de résineux liées à l’exode rural du 20^e siècle.

La variabilité d’aspect des granites orbiculaires du Cheval Mort et de Grandrieu

Refermons la parenthèse sur les paysages, et revenons au granite orbiculaire du Cheval Mort. Toutes les observations que j’ai pu faire sur le site montrent un aspect homogène de la roche. Ci-dessous, dans le fossé de la D3 près du point de prélèvement, les affleurements visibles sont en tous points comparables à l’échantillon scié présenté en début d’article.

En contrebas de la route, ces blocs épars dans la pente sont tous constitués de granite orbiculaire, avec des orbicules de tailles comparables et homogènes, comme on peut le voir sur le détail du bloc le plus proche dans la photo suivante.

Tous les clichés de ce granite disponibles sur différents sites (à commencer par ceux listés à la fin de cet article) montrent le même aspect. Et pourtant, J.P. Couturié, dans sa thèse d’état, décrit avec photos à l’appui un faciès à gros orbicules (jusqu’à 14 cm) contenant parfois des mégacristaux de microcline (« dents de cheval ») tels qu’on peut les observer dans le granite classique environnant. Je n’avais jamais pu observer personnellement ce faciès du granite orbiculaire, jusqu’à la découverte du second gisement à une quinzaine de kilomètres au nord-est, près de Grandrieu, par Catherine et Laurent Ham, au hasard d’un nettoyage de coteau en 2019. Sur l’image ci-dessous, on voit clairement des orbicules à très gros noyau, associées à de nombreuses dents de cheval, donc un faciès assez différent de celui du Cheval Mort.

C’est encore plus net sur la vue de détail ci-dessous. En revanche, aucun faciès à petits orbicules n’a été observé à Grandrieu – mais la surface d’affleurement était assez réduite en 2019. J.P. Couturié a bien évidemment été invité par les inventeurs à visiter ce nouveau gisement, mais n’a pas publié à son sujet avant son décès en 2024.

Les autres roches orbiculaires de France et la question de leur mode de formation

Parmi la vingtaine d’occurrences de roches orbiculaires en France métropolitaine, dont la grande majorité ont fait l’objet de publications au moment de leur signalement, on se doit pour commencer d’évoquer la découverte la plus ancienne (1809) à Sainte-Lucie de Tallano en Corse du Sud. C’est un gabbro orbiculaire, qui fait partie des filons de roches basiques traversant les granites de Quenza et de Rena Bianca – Rizzanese. Egalement appelée « corsite », ou « napoléonite », il a servi pour le tombeau de l’empereur, et a été utilisé pour produire des bijoux ou des pièces de mobilier. Victime de son succès international, le filon est malheureusement totalement épuisé, et désormais inaccessible.

Citons également le gabbro orbiculaire de Néouvielle dans les Pyrénées, les granites orbiculaires de La Faye et de Janaillat près de Guéret dans la Creuse, et le très beau faciès orbiculaire du granite rose de Ploumanac’h dans les Côtes d’Armor. Et je me dois de terminer ce rapide tour de France par le filon de Pospoder, dans le granite de l’Aber Ildut en Finistère nord, dont GéoLozère s’est approché en 2021, mais sans jamais le trouver. Il faut dire qu’en ce dernier jour de notre circuit de découverte géologique en Finistère, sur les côtes du Léon, des conditions météo bretonnes (pardon pour le cliché, le reste de la semaine fut tout-à-fait clément) nous ont contraint à écourter notre exploration de l’Anse du Poulsou pour nous mettre à l’abri d’un crachin pénétrant. Mais nous n’étions vraiment pas loin du filon, comme le montre l’image ci-dessous.

Impossible de terminer cet article sans évoquer l’origine de ces roches orbiculaires. Je vais rester simple (une publication récente ci-dessous, en anglais, permettra aux plus curieux de creuser la question). Deux choses sont sûres : il n’y a pas un mode de formation unique, chaque cas ayant ses spécificités, à commencer par des gisements parfois en filons, parfois en niveaux stratiformes, qui impliquent donc des processus différents. A ce sujet, le chapitre sur le granite orbiculaire du Signal de Randon dans la thèse de J.P. Couturié évoque un processus de croissance de la taille des noyaux dans la chambre magmatique au cours du temps, et de sédimentation au fond d’un filon, pour expliquer un granoclassement apparemment inverse des orbicules. Mais un point commun sur lequel tout le monde s’accorde : il faut, dans le magma en cours de refroidissement, une différence de température entre des noyaux solides et plus froids, qui vont servir de germes à la cristallisation rapide d’auréoles cristallines concentriques à partir d’une phase liquide plus chaude, probablement dans un état de « surfusion ». Que ces noyaux plus froids proviennent de la cristallisation du magma en lui-même ou de morceaux des parois de la chambre magmatique incorporés dans la masse fondue n’est pas tranché, pas plus que le rôle éventuel d’une saturation en eau dans les phases tardives de la cristallisation. Tout ceci n’est que modélisations et conjectures, puisque personne n’a jamais pu et ne pourra jamais observer en direct la formation d’orbicules. Et on peut aussi oublier tout ça pour se concentrer sur l’indiscutable qualité esthétique de ces roches singulières.

La Montagne du Goulet et la plaine de Montbel avec GéoLozère entre 2004 et 2009

Découvrir la Montagne du Goulet et la plaine de Montbel avec GéoCaps France

Diaporama de présentation

Pour aller plus loin

Sur les roches orbiculaires en France : avec de très nombreuses photos, un dossier exhaustif sur le GéoForum, malgré de nombreuses libertés avec la syntaxe et la grammaire, et malheureusement peu de respect pour les noms des auteurs (J.P Couturié qui devient J.P. Couturier…).

Sur l’origine des gabbros orbiculaires : par Pierre Thomas, sur le site Planet Terre de l’ENS de Lyon.

Sur le faciès orbiculaire du Signal de Randon, une description détaillée du gisement en pages 139 à 159 dans la thèse d’état de Jean-Pierre Couturié :

Couturié J.P. (1977). Le massif granitique de la Margeride (Massif central français). Thèse État, Clermont-Ferrand, 319 p.

Sur le faciès orbiculaire du granite de l’Aber Ildut à Porspoder :

Barrière, M., Chauris, L., et Cotten, J. (1971). Premières données sur un faciès orbiculaire dans le massif granitique de l’Aber-Ildut (Finistère, France). Bulletin de Minéralogie, 94(4), 402-410.

Sur le faciès orbiculaire du granite de Ploumanac’h : par Nicole Santarelli, le diaporama d’introduction d’une excursion de 2011 organisée par les Amis de la collection de Minéraux de la Sorbonne (A.MI.S.), avec de belles images.

Sur l’origine des faciès orbiculaires (en anglais), une synthèse récente listant les différents processus évoqués dans la formation des roches orbiculaires :

Zhang, J., & Lee, C. T. A. (2021). Disequilibrium crystallization and rapid crystal growth: a case study of orbicular granitoids of magmatic origin. International Geology Review, 63(7), 900-916.

La notice de la carte géologique de Saint-Chély d’Apcher:

Couturié J.P. et Geffroy J. (1974) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Saint-Chély d’Apcher (838). Orléans : BRGM, Notice explicative 10 p.

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Le cirque de Chassagnes et la faille de Païolive en Ardèche

Laurent Massé — Tue, 18 Aug 2026 09:08:49 +0000

Lundi 24 Août 2026

Le cirque de Chassagnes et la faille de Païolive en Ardèche

En bordure du célèbre Bois de Païolive, l’ermitage Saint-Eugène de Chassagnes est perché au sommet de la Côte Saint-Eugène, falaise de calcaires jurassiques d’une centaine de mètres de hauteur qui domine le cirque et le village de Chassagnes, en rive droite du Chassezac. Au pied des Cévennes, c’est un nid d’aigle exceptionnel, sur le tracé de l’un des principaux accidents de la marge vivaro-cévenole, la faille de Païolive, que l’on suit sur une quarantaine de kilomètres depuis Aubenas au nord-est jusqu’au bassin houiller de Bessèges-Gagnières au sud-ouest. Pour atteindre l’ermitage, une petite marche d’un peu plus d’1 km sur un sentier facile vous permettra, après un arrêt sur les vestiges d’un ancien four à huile de cade, d’alterner points de vue sur l’édifice, le cirque, le Chassezac et le piémont cévenol, et incursions dans l’atmosphère fantastique du « bois des fées », parsemé de rochers évoquant un bestiaire pétrifié, dont les plus célèbres exemples sont l’Ours et le Lion, ou encore l’Eléphant.

Du même point d’observation, en l’occurrence un petit belvédère sur la droite du sentier à mi-chemin de l’ermitage, une vue plus large révèle l’intégralité – ou presque – du cirque de Chassagnes, dont le fond, tapissé d’alluvions quaternaires du Chassezac, est recouvert de vignes et de cultures. Sur la droite de l’image, on reconnaît l’ermitage, au sommet de la Côte Saint-Eugène dont la partie supérieure correspond aux alternances de calcaires et de niveaux grumeleux du Kimmeridgien (152 millions d’années). Plus bas sur la pente, sous les arbres, affleurent les calcaires lités de l’Oxfordien terminal (155 millions d’années), que l’on voit beaucoup plus clairement un peu plus loin, sur le coteau en rive gauche du Chassezac. Limitées par la faille de Païolive, ces formations du Jurassique moyen et terminal sont en contact anormal avec les grès du Trias supérieur (un peu plus de 200 millions d’années), qui correspondent aux zones boisées à la gauche de l’image, dominées par la petite butte témoin de Jurassique inférieur des Assions.

Le cirque de Chassagnes, un petit graben au pied de la faille de Païolive ?

Le cirque de Chassagnes pourrait, en première approche, évoquer un ancien méandre du Chassezac recoupé. Mais c’est très improbable, tous les méandres de la rivière à proximité étant nettement « surimposés » (c’est-à-dire encaissés sans modification de tracé dans les formations du socle et du Trias à l’amont, et dans les calcaires du Jurassique à l’aval). Par ailleurs, rien dans la morphologie du cirque en lui-même ne permet d’identifier un ancien méandre. Il faut donc chercher son origine ailleurs. Sur l’extrait de carte géologique ci-dessous, on voit clairement, en rive gauche (donc nord) du Chassezac un petit graben, limité à l’est par la grande faille de Païolive, et à l’ouest par un accident qui lui est parallèle et qui relève le compartiment des Assions. Cette petite faille n’est pas identifiée au sud du Chassezac, mais on voit que le cirque de Chassagnes est dans l’exact prolongement de ce graben.

C’est encore plus net sur la perspective Google Earth 3D ci-dessous, où l’on voit la faille de Païolive qui traverse toute la zone du nord au sud. Elle sépare à l’est les plateaux des Gras, correspondant aux calcaires jurassiques, au caractère aride et sans aucune habitation, des collines du Trias au nord-ouest, beaucoup plus densément peuplées et boisées. On voit nettement le petit graben précédemment évoqué entre cette faille et la butte des Assions, et dans lequel serpentent les méandres de la Rivière de Salindres. Le cirque de Chassagnes semble dans l’exact prolongement de cette zone déprimée. Par ailleurs, la côte Saint-Eugène, au caractère très rectiligne contrairement au rebord ouest du cirque, semble guidée par un accident. Ce pourrait être la faille de Païolive très proche, même si elle ne lui est pas exactement parallèle.

La faille de Païolive, un élément majeur de la marge vivaro-cévenole

Formée à partir de la fin du Trias en réponse à la distension du vieux socle varisque au moment de la dislocation de la Pangée, la marge vivaro-cévenole est structurée en un ensemble de blocs basculés, limités par des failles normales à pendage sud-est, dont la faille de Païolive est l’une des plus faciles à identifier. Mettant en contact des terrains plus anciens à l’ouest (Trias) et plus jeunes à l’est (Jurassique), c’est donc bien une faille normale, même si de nombreux rejeux successifs compliquent l’apparente simplicité de son fonctionnement. C’est dans le secteur de Lablachère, à quelques kilomètres au nord-est, que le rejeu vertical de cette faille semble atteindre sa valeur maximale : on peut l’estimer à environ 150 m.

Dans le cirque de Chassagnes (ci-dessous depuis l’ermitage), on voit le passage de la faille de Païolive malgré un angle d’éclairage non optimal. Au premier plan, donc à gauche, la falaise de calcaires à niveaux grumeleux du Kimmeridgien sur laquelle repose l’ermitage apparaît. Au second plan, au-delà de la faille qui passe dans le petit vallon à peine visible, on retrouve à la même altitude les marnes et calcaires de l’Oxfordien supérieur, jusqu’au-dessus du village de Chassagnes. Au vu des épaisseurs indiquées sur la notice de la carte géologique de Bessèges, on peut donc estimer un rejeu compris ici entre 100 et 130 m. Rapidement vers le sud, ce décalage vertical s’amortit, pour n’être plus que de quelques mètres au sud de Banne.

A l’horizon sur l’image ci-dessus, le sommet du Serre de Barre (911 m) marque l’extrémité sud-est du promontoire gneissique de la Cézarenque.

En chemin vers l’ermitage

Avant de rejoindre le départ du sentier, il faut faire un arrêt à l’ancienne gare de Chassagnes. Après avoir jeté un coup d’œil à la petite chapelle Sainte-Philomène, un premier panorama sur le cirque et l’ermitage s’offre à vous. Tout-à-fait à gauche, le Chassezac rejoint les gorges spectaculaires qu’il creuse à l’aval dans les calcaires du Jurassique supérieur (calcaires lités de l’Oxfordien terminal sur l’image ci-dessous). A cet endroit, à 125 m d’altitude, il a déjà parcouru une soixantaine de kilomètres depuis sa source sur le Moure de la Gardille en Lozère à 1425 m d’altitude, et dévalé 1300 m. Il lui reste encore 18 km à parcourir avant de rejoindre l’Ardèche à Sampzon à 93 m d’altitude.

Le début du sentier (chemin de Saint-Eugène) est à quelques kilomètres au sud sur la D901, près d’un pylone métallique. On peut y stationner facilement. Environ 200 m après le départ, cherchez à droite du chemin, à une dizaine de mètres, les restes d’un four à huile de cade, dont vous voyez le foyer ci-dessous. L’huile de cade (ou huile noire, ou goudron de genévrier) était obtenue par combustion incomplète du bois du genévrier oxycèdre. Tapissé de briques réfractaires (qui ont disparu ici), le foyer était recouvert, et l’huile s’échappait et était collectée par le bas. Utilisée depuis très longtemps pour ses propriétés antiseptiques et anti-inflammatoires, en particulier dans le traitement des dermatoses, humaines ou animales, l’huile de cade reste un produit d’utilisation courante en médecine et cosmétique naturelle. Au-delà de la ressource détaillée dont vous trouverez le lien à la fin de cet article, vous pourrez également consulter à ce sujet l’ouvrage de Laurent Porte « Fours à cade, Fours à poix dans la Provence littorale », paru en 1994 aux éditions Les Alpes de Lumière.

Tout au long du chemin, la vue sur la gauche s’ouvre, au-delà du cirque, sur les hautes crêtes du Tanargue à l’horizon (ci-dessous depuis l’ermitage). En rive gauche du Chassezac, on voit parfaitement la butte-témoin des Assions, dominée par la petite chapelle Sainte-Appolonie. Elle est facile à gravir, depuis un parking tout-à-fait à la gauche de l’image. On traverse au départ de vastes affleurements de marnes à fossiles pyriteux du Callovien inférieur, avant d’atteindre le sommet qui correspond aux assises calcaires de l’Oxfordien. Depuis la chapelle, on profite d’un très vaste panorama sur toute la marge vivaro-cévenole, ainsi que d’une jolie perspective sur le cirque de Chassagnes, l’ermitage et le Bois de Païolive.

Sur la droite du sentier, vous pouvez pénétrer à l’intérieur du lapiaz du Bois de Païolive. Développé essentiellement sur les niveaux du Jurassique terminal, il se repère facilement sur la vue Google Earth 3D plus haut. Je n’ai malheureusement pas de documents intéressants dans les archives de GéoLozère, mais vous trouverez de nombreuses images sur les différents liens que vous proposeront les moteurs de recherche, à commencer par ce très bel album photo. Et si le bois de Païolive est particulièrement renommé, les lapiaz dolomitiques couvrent de larges surfaces dans la région, toujours sur les mêmes niveaux du Jurassique terminal, depuis Saint-Paul le Jeune au sud jusqu’aux confins du Coiron au nord.

Quant à l’ermitage en lui-même, divers points de vue s’offrent à vous tout au long du sentier. On ne connaît pas sa date de fondation, mais certaines parties remonteraient au Moyen-Age. Détruit au cours des guerres de religion, il a été reconstruit au moins six fois. Revendu à plusieurs reprises après la révolution, et fortement dégradé, il fut restauré à partir de 1956. L’ermitage est habité depuis 1994 par le moine cistercien Jean-François Holthof, que l’on peut contacter via l’office de tourisme Cévennes d’Ardèche aux Vans pour une visite de l’édifice. On pourra y admirer de nombreuses fresques, restaurées depuis 1998. En dehors de ces visites, l’ermitage n’est pas accessible, mais l’on peut quand même atteindre une partie de la terrasse, de laquelle on peut profiter du panorama.

Les Cévennes ardéchoises et gardoises avec GéoLozère en Juin 2019

Découvrir le cirque de Chassagnes et la faille de Païolive avec GéoCaps France

Pour aller plus loin

Sur l’ermitage Saint-Eugène de Chassagnes : une galerie photo sur le site Musée du patrimoine de France.

Sur l’ermite Jean-François Holthof : un article de Liza Tourman sur le média indépendant « La Relève et La Peste ».

Le site de l’association Païolive.

Sur le méga-lapiaz du bois de Païolive : par Matthias Schultz et Pierre Thomas, sur le site Planet Terre de l’ENS de Lyon.

Sur le bois de Païolive et les gorges du Chassezac : un article par Michel Carlué avec de nombreuses photos, sur « Regards – blog photographique biodégradable ».

Sur l’adaptation des chênes à l’environnement du bois de Païolive : un article détaillé et très illustré par Annik Schnitzler et Patrick Lenoble sur le passionnant site Histoires de Forêts.

Sur les fours à cade en Provence : une ressource très fouillée et très complète.

Sur le karst, l’écosystème et les sites préhistoriques de Païolive :

Blandin, P., et al. (2016). L’écocomplexe de Païolive en Ardèche méridionale (France) : un pic de biodiversité du hotspot méditerranéen. Ecologia mediterranea, 42(2), 51-95.

Sur le contexte géologique du karst de Païolive, en anglais :

Baral, C., Séranne, M., et Pistre, S. (2019). Geological Setting of the Païolive Karst (Ardèche, South of France) : Consequences on its Genesis and Vertical Development. In Eurokarst 2018, Besançon : Advances in the Hydrogeology of Karst and Carbonate Reservoirs (pp. 47-53). Cham : Springer International Publishing.

La notice de la carte géologique de Bessèges :

Elmi S., Brouder P., Berger G., Gras H., Busnardo R., Bérard P. et Vautrelle C. (1989) – Notice explicative, Carte géologique France (1/50000), feuille Bessèges (888) – Orléans: Bureau de recherches géologiques et minières, 115 p. Carte géologique par Berger G., Elmi S., Brouder P., Gras H., Arene J., Bigot M., Frere I., Spy-Anderson F.L., Alabouvette B., Briere M., Debrand-Passard S., Boltenhagen C., Ternet Y., Menillet F. (1988).

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La combe anticlinale de Séderon dans les Baronnies

Laurent Massé — Tue, 11 Aug 2026 09:16:51 +0000

Lundi 17 Août 2026

La combe anticlinale de Séderon dans les Baronnies

Eclairé sous un angle idéal par les rayons du soleil couchant d’une fin Octobre, cet amphithéâtre est une vue en enfilade d’une vaste et très belle combe, creusée par l’érosion dans les assises jurassiques d’un pli anticlinal. C’est un superbe exemple d’un élément majeur de ce que l’on qualifie habituellement de « relief jurassien », pour évoquer les formes de paysages qui se développent dans les successions sédimentaires déformées par des plis. Certes, c’est bien dans le Jura qu’on trouvera la plus importante concentration de crêts et de vaux, de monts et de cluses, de ruz et de combes. Mais d’autres magnifiques exemples existent ailleurs en France, à commencer par le spectaculaire anticlinal de Dreuilhe – Lavelanet au pied des Pyrénées ariégeoises. Ou encore ici en Drôme provençale, dans le secteur des Baronnies plissées, qui s’étendent juste au nord de l’axe Mont Ventoux – Montagne de Lure, dont la masse sombre et vaguement inquiétante se profile à droite de cette image à l’horizon.

Une combe, c’est une dépression creusée dans une succession de couches convexes vers le haut – ce qui est la définition d’un pli anticlinal. Profitant d’une brèche dans les formations plus dures du sommet – ici la barre de calcaires massifs du tithonien (Jurassique terminal, environ 145 millions d’années) qui forme falaise à gauche de l’image, l’érosion excave progressivement le dôme pour atteindre et dégager les couches beaucoup plus tendres de marnes noires du Callovien et de l’Oxfordien (Jurassique supérieur, environ 160 millions d’années) dans lesquelles s’étalent les prairies en fond de vallon. Pour prendre une image qui parlera à tout le monde, le résultat final est comparable à un œuf à la coque, dont subsistent des éléments de coquille plus durs et acérés en périphérie, entourant un cœur coulant.

Attention, si une brèche apparaît dans le rempart de la coquille, le jaune, liquide, s’échappe rapidement… et donc pour nous l’analogie s’arrête là : s’il y a bien une brèche dans notre rempart de calcaires, les marnes, bien que plus tendres, n’en ont pas profité pour s’échapper ! Cette brèche est ce qu’on appelle une cluse, creusée par une rivière à travers la muraille de calcaires durs de chaque flanc de l’anticlinal. Elle s’appelle la Méouge, descend des flancs de la Montagne d’Albion juste au sud, traverse la combe en droite ligne vers le nord, et rejoint le village de Séderon, invisible sur cette image mais blotti au pied des falaises calcaires tout à fait à la gauche. C’est d’ailleurs un bel exemple de ce que l’on qualifie d’« antécédence » ou de « surimposition » du réseau hydrographique : ce petit cours d’eau n’aurait pas pu percer un tel obstacle s’il n’avait pas existé avant la formation du relief. Il s’est progressivement enfoncé sur place en gardant son tracé initial, alors que les terrains alentour s’élevaient et se déformaient progressivement.

Une combe et trois cluses spectaculaires dans un pli dissymétrique

L’image haute définition LiDAR (Light Detection And Ranging) ci-dessous montre parfaitement cette combe anticlinale, en réalité bien plus longue que large. Les deux cluses nord et sud de la Méouge apparaissent clairement, ainsi qu’une troisième plus à l’est. Elle est creusée par la Saulce, qui draine la partie est de la combe (à l’arrière-plan de l’image) et s’écoule ensuite vers le nord en s’insinuant entre les deux arêtes de la Crête de Serrières (à l’ouest) et de la Montagne de Palle (à l’est).

uCe que l’on devine également sur cette image, c’est la dissymétrie entre les deux flancs de la structure, liée au fait que la barre de calcaires blancs tithoniens, très nette et acérée au nord, disparaît sur le flanc sud, où l’arête qui borde la combe est moins abrupte et plus boisée. Cette disparition est liée au passage d’un accident majeur, le chevauchement frontal du chaînon Mont Ventoux – Montagne de Lure, d’orientation pyrénéenne, déjà évoqué dans le premier article de ce blog il y a quelques semaines. On voit le tracé de cette faille sur l’extrait de carte géologique ci-dessous, où il est d’ailleurs doublé par un second chevauchement d’orientation inverse, le chevauchement du Ventecul. Ce faisceau de fractures coïncide très exactement avec le flanc sud de l’anticlinal, débité en écailles, alors que la structure du flanc nord, peu disloquée, est très régulière.

La vue 3D Google Earth ci-dessous, orientée comme la première image, montre également le passage du faisceau de failles sur le flanc sud de la structure anticlinale. La barre de calcaires tithoniens apparaît en bleu clair sur le flanc nord, alors que le fond de la combe est essentiellement tapissé d’éboulis, au sein desquels seules quelques fenêtres de marnes du Jurassique supérieur apparaissent (j’en profite d’ailleurs pour souligner une erreur sur la carte départementale harmonisée du site Infoterre (ci-dessus), où les éboulis sont représentés avec le même figuré que celui des calcaires bioclastiques du Barrémien). Cette vue 3D montre également (tout à fait en bas à gauche) le site d’où a été prise la première image, sur le rempart nord-ouest de la combe. C’est le petit observatoire CosmoDrôme – Claude Tavenier, au sommet de la Montagne de Bergiès.

La Montagne de Bergiès, un balcon sur les Baronnies méridionales

Pour accéder à CosmoDrôme, vous devrez, au col de Macuègne sur la D542, prendre la petite route d’accès juste au pied de la croix de Barret. Très étroite et vertigineuse, limitée à 30 km/h (mais qui aurait envie d’y rouler plus vite ?), elle offre de loin en loin des dégagements qui vous pemettront de croiser d’éventuels véhicules arrivant en face (c’est rare mais ça peut arriver). A mi-chemin, vous pourrez observer cette perspective sur la cluse de Séderon. Le village reste invisible depuis la route, en revanche on voit à gauche les affleurements de marnes noires du Callovo-Oxfordien affectées d’un ravinement caractéristique des roches tendres, et à droite la Crête de Serrières qui forme le rempart nord de la combe.

Du même endroit, le flanc de la Montagne de Bergiès, coiffé des installations de CosmoDrôme, offre une coupe détaillée des assises de l’anticlinal de Séderon. A la base, et visibles tout-à-fait à droite, les marnes noires du Callovo-Oxfordien sont les niveaux les plus tendres, le jaune pour reprendre l’analogie de l’œuf à la coque. Sous l’observatoire, une trentaine de mètres de calcaires blancs du tithonien, dans le prolongement ouest de la Montagne de Palle et de la Crête de Serrières, constituent le reste de la coquille. Et entre les deux, des niveaux de dureté intermédiaire correspondent au blanc coagulé de l’œuf. Ce sont des alternances de marnes et de calcaires, dont la proportion tend à augmenter vers le sommet, datées de l’Oxfordien et du Kimmeridgien.

Une fois arrivés au sommet, vous profiterez vers le nord d’un panorama époustouflant sur les Baronnies et le Diois. Vous verrez même les sommets du Vercors, du Dévoluy et des Ecrins. Mais ça, c’est pour un futur article dans quelques mois tant il y a de choses à dire et d’images à montrer. Pour l’heure, contentons-nous d’observer vers le sud, en commençant par les « Terres Noires » au pied de l’escarpement. Même à contrejour le matin, on devine clairement les ravines ou « badlands », localement dénommées « robines » ou « roubines », et si caractéristiques de ces formations au nord et à l’est dans tout le bassin vocontien et les préalpes de Digne.

Au pied du chaînon Mont Ventoux – Montagne de Lure

Toujours en direction du sud, et au-delà de la barre de calcaires tithoniens de la Montagne de Bergiès vue de champ, la masse boisée de la Montagne d’Albion avance vers le nord le long du chevauchement Ventoux-Lure. A peine visible tout-à-fait à droite de l’image, un petit chicot de molasse miocène redressée à la verticale matérialise le passage de cet accident majeur, dont le déplacement vers le nord s’est poursuivi au minimum jusqu’à il y a une dizaine de millions d’années. Nous irons d’ici quelques mois voir ce détail de plus près.

C’est au niveau de la Montagne d’Albion que l’altitude du chaînon Ventoux-Lure est la moins élevée. Il est d’ailleurs brièvement interrompu par le débouché du fossé oligocène de Sault dans le bassin miocène de Montbrun-les Bains, c’est la zone déprimée que l’on devine à mi-distance à droite, au pied de l’escarpement nord du Mont Ventoux. De CosmoDrôme, on voit d’ailleurs parfaitement au sud-ouest l’impressionnante muraille du flanc nord du Ventoux, au sommet dénudé, qui domine la vallée du Toulourenc.

Et vers le sud-est, c’est le sommet également dénudé de la Montagne de Lure qui se détache. Tout aussi net et abrupt sur son flanc nord, il marque l’extrémité orientale de cette structure d’orientation et d’âge pyrénéens de plus de 60 km de longueur.

Le Ventoux et le Luberon avec GéoLozère en Octobre 2023 – Diaporama d’introduction

Découvrir la combe anticlinale de Séderon avec GéoCaps France

Pour aller plus loin

Le site du PNR des Baronnies provençales.

Sur les formes caractéristiques du relief jurassien : avec des exemples de combes et de cluses dans le Jura.

Sur les formes de relief des chaines plissées : la page consacrée sur le site geol-alp.com, très riche malgré une mise en page vieillotte.

Sur la géologie des Baronnies : la page consacrée sur le site geol-alp.com.

Sur Séderon et la Montagne de Palle : la page consacrée sur le site geol-alp.com.

Sur l’histoire géologique de la ride Ventoux-Lure : par Michel de Saint-Blanquat, un chapitre de l’ouvrage « Le mont Ventoux. Encyclopédie d’une montagne provençale », sous la direction de Guy Barruol, Nerte Dautier et Bernard Mondon, paru en 2007 aux éditions Alpes de Lumière.

Sur l’enregistrement des événements pyrénéo-provençaux, dans le secteur d’Eygalayes, juste au nord de Séderon :

Montenat, C., Barrier, P., & Hibsch, C. (2005). Enregistrement des événements pyrénéo-provençaux dans les chaînes subalpines méridionales (Baronnies, France). Géologie de la France, 24.

La notice de la carte géologique de Séderon :

Flandrin, J. (1964) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50000), feuille Séderon (916). Orléans : BRGM, 15 p. Carte géologique par J. Flandrin (1964).

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La haute vallée de la Borne, entre Cévennes et Montagne Ardéchoise

Laurent Massé — Wed, 05 Aug 2026 14:21:09 +0000

Lundi 10 Août 2026

La haute vallée de la Borne, entre Cévennes et Montagne Ardéchoise

Une « ruine obstinée dans une bourrasque minérale ». C’est ainsi qu’est décrite la tour de Borne dans un ouvrage de 1987 intitulé « Châteaux et sites du moyen-âge ». Et lorsqu’enfin on parvient à son pied, au cœur de la haute vallée de la Borne dans la Montagne Ardéchoise, c’est effectivement l’impression que l’on peut avoir. Tout au fond d’un canyon cévenol encaissé et difficilement accessible (presque un pléonasme ?), ce vestige de l’ancien château fort des seigneurs de Borne, daté du 11^e siècle, est camouflé, à quelques encablures du village du même nom, au pied de la paroi du rocher de l’Ours (l’emblème des seigneurs de Borne), taillé dans les orthogneiss migmatitiques redressés à la verticale du massif du Tanargue. A la verticale… ou presque : vous serez ainsi pardonnés d’avoir l’impression que la tour penche, alors que c’est bien elle qui est verticale ! Depuis le petit pont qui franchit la rivière, un sentier rocailleux et accidenté vous emmènera, à la verticale du donjon, vers un ensemble de vasques d’eau claire, reliées par de petites cascades franchissant de belles surfaces polies dans les orthogneiss migmatitiques. Un havre de fraîcheur jalousement chéri des quelques privilégiés qui le connaissent et le fréquentent à la belle saison, mais qu’on imagine bien moins sympathique au pic de la fureur des crues cévenoles. Car on est bien ici sur l’un des secteurs les plus arrosés de la région.

Si la construction d’un tel édifice à cet endroit était parfaitement justifiée au moyen-âge, elle peut paraître incongrue au voyageur du 21^e siècle, tant la seule et unique route goudronnée qui dessert le village et la tour est étroite, sinueuse et vertigineuse. Pour arriver à Borne, qui serait, ai-je entendu dire, le dernier village de France raccordé au réseau électrique en 1956, vous n’avez que deux solutions. La première, depuis Luc dans la vallée de l’Allier, via Saint-Etienne de Lugdarès, vous prenez la petite route qui monte en rive gauche du Masméjean jusqu’au col de Pratazanier. De là, vous plongez littéralement dans le canyon de la Borne. A peine la descente entamée, vous pouvez vous arrêter, à l’entrée d’une ancienne carrière, pour admirer un panorama remarquable. A votre gauche (ci-dessous), vous voyez la petite route rejoindre le hameau rassemblé au pied de son église. Quant à la tour, elle se devine à peine à l’arrière-plan, tout au fond de la gorge. La deuxième solution, c’est de partir du village de Loubaresse, tout à l’amont de la vallée de la Beaume. De là, par une minuscule route, vous rejoignez le col de la Croix de Toutes Aures, à l’horizon tout-à-fait à droite de l’image ci-dessous, et vous entamez une longue descente avec quelques lacets particulièrement serrés, qui vous amènera également au pied de la tour. Ce qui est sûr, c’est qu’une fois arrivés à destination, vous ne serez pas dérangés par la foule, et c’est tant mieux. Et pour repartir, c’est forcément par la même route, au choix dans un sens ou dans l’autre…

Toujours depuis l’entrée de l’ancienne carrière dans la descente du col de Pratazanier, mais en regardant cette fois-ci vers la droite (ci-dessous), on voit la suite du canyon de la Borne, qui s’écoule vers le sud-ouest, et semble se heurter à mi-distance sur une surface très plane et légèrement inclinée vers la gauche, donc vers le sud-est. Soulignée en Juillet-Août de vastes surfaces couvertes de bruyères cendrées en fleurs, c’est un vestige de la très vieille surface d’érosion post-hercynienne, préservée à l’est immédiat de la faille de Villefort sur le massif granitique de la Borne et son enveloppe de schistes cévenols (respectivement en rose et en bleu-vert sur l’extrait de carte géologique plus bas). Cette surface conserve des lambeaux de grès arkosiques du Trias, que l’on peut observer à La Garde-Guérin, dans les constructions du village et partout autour. Encore plus loin, la crête du Mont Lozère ferme l’horizon.

La Borne, ou le cours d’eau qui s’est trompé de direction

Lorsqu’elle rencontre ces plateaux, près de Laval d’Aurelle, la Borne oblique brusquement vers le sud sud-est, et suit un cours presque rectiligne, parallèle à la faille de Villefort, jusqu’à sa confluence avec le Chassezac à Pied-de-Borne. Sur tout ce cours aval, elle est manifestement guidée par un satellite de cet accident majeur ; de nombreuses fractures et filons de même direction sont parfaitement visibles dans tout le secteur sur la carte géologique de Largentière. Mais dans toute sa partie amont, la rivière s’écoule vers le sud-ouest, presque en sens contraire des autres affluents de l’Ardèche qui l’encadrent au nord et au sud, et se dirigent tous vers la vallée du Rhône, donc globalement vers l’est ou le sud-est. Si l’on regarde la carte du bassin versant de l’Ardèche, le tracé atypique de la Borne est d’ailleurs frappant : c’est l’un des rares cours d’eau du secteur à ne jamais suivre la pente régionale vers le Rhône, mais surtout à circuler vers le sud-ouest sur une aussi longue distance.

Comment expliquer ce tracé si particulier ? On en est réduit à des conjectures, mais la Borne amont devait à l’origine être très peu encaissée et dépendre du versant atlantique. Plus ou moins parallèle au Masméjean, qui lui se jette dans l’Allier à Luc, sans doute rejoignait-elle elle aussi cette rivière, quelque part vers La Bastide-Puylaurent, via le col Notre-Dame des Neiges. Par la suite, elle aurait été capturée par la Borne aval, comme le montre le net changement de direction près de Laval d’Aurelle, et serait alors devenue une rivière méditerranéenne. Difficile de dater cette capture, mais elle pourrait correspondre au rejeu de la faille de Villefort au moment de la poussée pyrénéenne il y a 40 millions d’années (voir à ce sujet le premier article de ce blog). L’encaissement spectaculaire de la vallée amont de la Borne, particulièrement net quand on passe le col de Pratazanier vers le sud, serait alors la simple conséquence du surcreusement lié à l’assèchement de la Méditerranée au Messinien, entre 5 et 6 millions d’années. On peut d’ailleurs supposer que la ligne de partage des eaux Atlantique-Méditerranée, qui devait à l’origine se situer au niveau du col de la Croix-de-Bauzon, entre les sources du Lignon et de la Borne, s’est à cette occasion déplacée de quelques kilomètres vers l’ouest pour rejoindre son emplacement actuel au col du Bez.

Tout ce qui précède est bien évidemment au conditionnel : une véritable analyse statistique des directions d’écoulements sur le bassin versant de l’Ardèche serait très certainement riche d’enseignements sur l’héritage géologique de ces tracés, mais je n’ai pour l’instant rien trouvé dans la littérature scientifique sur ce sujet.

Au cœur des orthogneiss migmatitiques du Tanargue

Les orthogneiss migmatitiques sur lesquels serpente la Borne autour du village sont tellement spectaculaires qu’ils mériteront leur propre article d’ici quelques mois. Pour cette semaine, mis à part les quelques images plus bas, nous nous contenterons d’évoquer la structure géologique particulièrement complexe de ce secteur. Ce qui apparaît très clairement sur l’extrait de carte géologique ci-dessous, c’est la frontière très nette entre les formations schisteuses cévenoles au sud (en bleu vert), très monotones, et les formations quartzo-felspathiques du Tanargue au nord, lithologiquement beaucoup plus variées. Elles sont organisées en longues bandes parallèles est-ouest qui se répètent, signature d’une structure plissée avec des flancs très redressés, presque verticalisés. Les trois termes qui se répètent sont les orthogneiss déjà mentionnés (gneiss oeillés de la légende), un gneiss très clair à grain beaucoup plus fin et pratiquement sans micas (gneiss leptynitiques et leptynites de la légende), et enfin des micaschistes. Tous sont plus ou moins affectés par la fusion partielle liée à la proximité du dôme granitique du Velay au nord. Cette fusion partielle, de plus en plus marquée vers l’est, les transforme en migmatites, qui enveloppent le petit massif de granite d’anatexie du Tanargue visible en rose au bord est de la carte.

Depuis le village de Borne, face à la combe du Moulin, on voit nettement mieux la tour devant le rocher de l’Ours, ainsi que le pont qui franchit la rivière. La Borne arrive depuis la gauche de l’image et passe à l’arrière du rocher de l’Ours.

Depuis le pont sur la Borne, on rejoint les vasques qui s’étagent dans le lit de la rivière au pied de la tour. Au niveau du bassin supérieur dans lequel se jettent deux petites cascades, une via ferrata visible à droite de l’image vous permet de remonter plus amont dans le canyon.

Juste à vos pieds, de magnifiques surfaces polies par la furie des crues cévenoles vous permettent d’admirer la beauté et la variété des textures des orthogneiss. J’aurais vraiment aimé voir à quoi ressemblait la rivière à cet endroit en Octobre 2024, après un épisode cévenol majeur – il était tombé près de 870 mm en deux jours à la Croix de Bauzon, donc très exactement aux sources de la Borne. Pour vous donner une idée, vous pourrez jeter un œil sur ces quelques vidéos, publiées à l’époque sur un compte Facebook (mais malheureusement comme souvent sur Facebook, sans indication du lieu de prise de vue – j’imagine que c’était plus à l’aval, vers Pied-de-Borne).

Pour terminer, une vue rapprochée des éperons de gneiss qui se détachent des versants, ici au nord immédiat du village de Borne. La verticalité de la foliation métamorphique est ici évidente, on est bien dans la « bourrasque minérale » évoquée au début de cet article.

La haute vallée de la Borne avec GéoLozère entre 2004 et 2009

Découvrir la haute vallée de la Borne avec GéoCaps France

Diaporama de présentation

Pour aller plus loin

Sur le village et la tour de Borne : un article paru en 2017 dans la revue ardéchoise « Ma Bastide ».

Sur l’histoire du village et de la tour de Borne : la page consacrée sur le site rhone-medieval.fr.

Toujours sur la tour de Borne : de belles images d’un survol en drone de la tour, du rocher de l’Ours et des gorges de la Borne, sur la chaîne YouTube de Rhone Medieval.

Sur le bassin versant de l’Ardèche : la page consacrée sur le site de l’Etablissement Public Territorial du BVA.

Sur les pluies et crues extrêmes dans le bassin de l’Ardèche, une publication de 2002 dans la revue La Houille Blanche :

Lang, M., Naulet, R., Recking, A., Cœur, D., et Gigon, C. (2002). Etude de cas : l’analyse des pluies et crues extrêmes observées depuis 200 ans dans un bassin cévenol, l’Ardèche. La Houille Blanche, 88(6-7), 131-138.

Sur les épisodes cévenols, une perspective historique en date de 2014 :

Jacques, G. (2016). Les épisodes cévenols : Un aperçu historique. La Météorologie, 2016(93), 50-57.

Toujours sur les épisodes cévenols dans le Tanargue, une perspective temporelle beaucoup plus longue :

Jacob-Rousseau, N., et Astrade, L. (2014). Phénomènes torrentiels et transferts sédimentaires autour du massif du Tanargue, de l’âge du fer au petit âge de glace (PAG) (Cévennes vivaraises, France). Méditerranée. Revue géographique des pays méditerranéens/Journal of Mediterranean geography, (122), 81-97.

Sur la géologie du socle ardéchois, pour se préparer tranquillement aux futurs articles sur le sujet :

Macaudière, J. (2013). Nancy et la géologie du socle ardéchois. Cahier de Mémoire d’Ardèche et Temps Présent, (120).

Sur la chaîne varisque en France et en Europe, pour les plus chevronnés, et pour replacer la géologie du socle ardéchois dans un cadre beaucoup plus vaste :

Michel Faure, 24/02/2021. La chaine varisque en France, un édifice multi-collisionnel et poly-cyclique / Introduction : La chaine varisque / hercynienne en Europe : distribution et principales subdivisions en France (et pays limitrophes). Planet Terre – ISSN 2552-9250.

Sur l’histoire tectono-métamorphique de la chaîne varisque, toujours pour les plus chevronnés, et parce que nous reparlerons des magnifiques orthogneiss et gneiss leptynitiques du Tanargue tôt ou tard :

Michel Faure, 27/04/2020. Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 2/3 – Évènements tectono-métamorphiques successifs. Planet Terre – ISSN 2552-9250.

La notice de la carte géologique de Largentière :

Elmi S., Feys R., Samama J.C. et Weisbrod A. (1974) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50000), feuille Largentière (864). Orléans : BRGM, 19 p. Carte géologique par A. Weisbrod, S. Elmi, R. Feys, J.C. Samama (1974).

* Imperfection humaine

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