Association GeoLozere

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 semaine prochaine : Le cirque de Chassagnes et la faille de Païolive en Ardèche

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L’aventure GéoLozère – pourquoi ce blog ?

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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 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).

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Les diatomites de Virargues-Foufouilloux dans le Cantal

Laurent Massé — Fri, 31 Jul 2026 14:43:03 +0000

Lundi 3 Août 2026

Les diatomites de Virargues-Foufouilloux dans le Cantal

A quelques kilomètres au nord de Murat, en bordure de la planèze de Chalinargues, une roche tout à fait singulière affleure sur une zone légèrement elliptique d’un peu plus d’1 km de diamètre. A l’origine largement masquée sous des moraines, cette roche de teinte très claire, contrastant avec les nuances plus foncées des basaltes et autres roches volcaniques environnantes, était connue de longue date puisqu’un lieu-dit « Terre Blanche » existe au sud immédiat du village d’Auxillac. Mais depuis la fin du 19^e siècle, cette diatomite est très largement exposée et visible, car exploitée en carrières à ciel ouvert, dont deux sont actuellement en activité. Nous reviendrons plus tard sur l’origine et la nature de cette roche, originale à bien des égards, mais ce qui fait sa notoriété parmi les amateurs de fossiles, c’est sa grande richesse en restes végétaux, souvent extrêmement bien conservés. Sur cette image, on reconnaît en bas à droite ce qui ressemble à une feuille de châtaignier, et à gauche ce qui pourrait être une feuille de charme. Mais mes connaissances très limitées en botanique ne m’autorisent aucune certitude, et encore moins en ce qui concerne la longue feuille dont l’empreinte et la contre-empreinte sont apparues en séparant délicatement ce bloc de diatomite conformément à ses plans de stratification, très réguliers et très marqués.

On a également décrit de nombreux spécimens d’insectes dans les diatomites de Virargues-Foufouilloux. Mais si l’envie vous prend d’aller chercher par vous-mêmes de tels trophées, sachez quand-même que, en dehors des carrières dont l’accès est bien évidemment interdit au public, les zones où affleurent la diatomite sont extrêmement réduites. Et si d’aventure vous rencontrez quelques blocs épars à proximité de la chapelle Sainte-Reine, les quelques empreintes que vous pourrez y glaner risquent fort d’être difficilement identifiables, à l’image de l’échantillon ci-dessous. Mais pour le plaisir des yeux, vous pouvez vous rabattre sur les belles images disponibles dans les liens à la fin de cet article.

La diatomite, une accumulation de carapaces de micro-algues planctoniques

Le caractère le plus frappant de la diatomite est son incroyable légèreté, qui lui donne une consistance proche de celle de la magnésie bien connue des gymnastes. Elle doit ce caractère à une porosité très élevée, liée au fait qu’elle est constituée presque exclusivement d’une accumulation de carapaces d’algues unicellulaires planctoniques, les diatomées. Ces carapaces ou « frustules », constituées de deux valves emboîtées à la manière d’une boîte de camembert, sont constituées de silice amorphe. Elles présentent une grande variété de formes, qui ont en commun le fait d’être toutes extrêmement ornementées, perforées et ajourées. A la mort des organismes, l’accumulation des carapaces contient donc plus de vide que de silice, d’autant que les dépôts résultants sont généralement pauvres en argiles, et très peu compactés. Conséquence spectaculaire de cette forte porosité, la diatomite est une des rares roches qui flotte sur l’eau.

Apparues au Jurassique, les diatomées étaient d’abord exclusivement marines, mais elles ont colonisé le milieu continental après la crise biologique de la fin du Crétacé, à laquelle elles ont survécu. Dans le cas des diatomites de Virargues-Foufouilloux, on est bien dans un environnement lacustre, daté du Messinien (fin du Miocène, environ 5 millions d’années) grâce à des filons de basalte recoupant les niveaux les plus récents.

Pour reconstituer l’environnement de dépôt, il faut imaginer un lac, peut-être installé dans un ancien cratère d’explosion phréatomagmatique ou « maar » (aucun élément ne permet cependant de l’affirmer), au cœur des dernières coulées et tufs basaltiques du stratovolcan cantalien, alors au crépuscule de son activité. La zone où les diatomites sont présentes est soulignée par l’ovale en pointillé sur l’extrait de carte géologique ci-dessous, même si la zone d’affleurement (en rose vif) est nettement plus réduite, du fait de la couverture du gisement par les moraines glaciaires (en beige).

Les cendres volcaniques et le ruissellement des versants déterminait une grande quantité de silice dissoute dans l’eau du lac, ce qui permettait la prolifération des diatomées. Quatre espèces sont dominantes à Virargues-Foufouilloux, Melosira, Cyclotella, Synedra et Coscinodiscus. Dans des eaux particulièrement calmes, les sédiments clairs riches en frustules, accumulés au printemps et en été, sont séparés par des niveaux plus sombres, plus riches en argiles, correspondant à l’automne et à l’hiver. Ces alternances annuelles, millimétriques et parfaitement visibles, sont dénommées « varves », et permettent d’ailleurs de mesurer le temps ; on estime ainsi qu’une cinquantaine de milliers d’années sont enregistrées à Virargues-Foufouilloux.

La diatomite, une roche aux multiples utilisations industrielles

Si l’on exploite la diatomite, ça n’est pas pour sa richesse en fossiles, mais parce que ce matériau presque exclusivement constitué de silice est très largement utilisé dans un vaste éventail d’applications. Son caractère abrasif a été exploité, en particulier dans la fabrication de la pâte dentifrice, mais les débouchés actuels concernent essentiellement l’industrie agro-alimentaire, où la diatomite est principalement utilisée comme produit clarifiant et filtrant pour les vins, bières, jus de fruits et huiles alimentaires. On l’utilise également comme additif dans les ciments, ainsi que comme produit de charge dans diverses peintures, ou encore en tant qu’absorbant, entre autres dans les litières pour animaux.

Plusieurs autres gisements de diatomite sont connus en France, essentiellement en contexte volcanique, en particulier dans le Cantal (planèze de Saint-Flour) ou sur le plateau du Devès (maar de Landos), mais seuls deux sont exploités, celui de Virargues-Foufouilloux dans le Cantal, et celui de la Montagne d’Andance au sud de Privas en Ardèche. Ce second gisement, installé avec certitude dans un ancien lac de cratère, est par ailleurs remarquable puisqu’on y a trouvé, en plus des restes de plantes et d’insectes, de nombreux batraciens, poissons et mammifères. Les plus belles pièces, dont l’exceptionnelle femelle gravide d’Hipparion mediterraneum, sont exposées au muséum de l’Ardèche à Balazuc. Quant aux sociétés qui exploitent les diatomites, elles sont au nombre de deux, Chemviron en Ardèche et dans le Cantal, et Imerys dans le Cantal uniquement.

L’exploitation de la diatomite à Virargues-Foufouilloux

Sur la perspective Google Earth 3D ci-dessous, orientée du nord-est vers le sud-ouest, on voit les deux carrières en exploitation actuellement, au premier plan celle de Foufouilloux nord-est (Chemviron), et au second plan celle de Foufouilloux sud (Imerys). L’étoile rouge, localisant les échantillons présentés au début de cet article, matérialise l’ancienne exploitation de Foufouilloux nord, en activité lors de notre premier passage en 2010, mais abandonnée et re-naturée lors de notre seconde visite en 2022. Vers l’arrière-plan, on devine la ville de Murat dans la vallée de l’Alagnon, et à l’horizon les sommets centraux du Cantal, dont le Plomb du Cantal à gauche.

Les carrières de Virargues-Foufouilloux sont d’ailleurs parfaitement visibles depuis le sommet du Plomb du Cantal, comme sur l’image ci-dessous, qui présente la perspective inverse de la vue Google Earth 3D précédente. Au-delà des faubourgs de Murat, on voit la carrière de Foufouilloux nord-est, ainsi que, plus à droite, une zone de stockage du matériau extrait.

Sur l’image suivante, prise lors de notre seconde visite en 2022, on voit la carrière de Foufouilloux sud, toujours exploitée actuellement.

Sur l’image suivante, on voit la carrière de Foufouilloux nord en exploitation lors de notre premier passage en 2010. Sans contact préalable, nous avions été autorisés à y pénétrer ; c’est de cet endroit que proviennent les deux échantillons présentés au début de cet article.

Lors de notre seconde visite en 2022, à l’exception de quelques zones blanches tout-à-fait à droite de l’image, plus aucune trace visible de cette exploitation. Le processus de re-naturation nous a longuement été expliqué par un intervenant de la société Imerys, avec laquelle nous avions cette fois-ci pris contact en amont.

Et presque par miracle, alors que notre interlocuteur insistait sur l’importance des points d’eau pour permettre à la faune sauvage de se réapproprier les lieux, une famille de cerfs (deux femelles, un daguet et un juvénile ?) est apparue à la gauche de l’image et a traversé l’ancienne carrière pour rejoindre le point d’eau à droite. Peu habitués à voir un groupe de géologues amateurs en gilets jaunes et casques de chantiers, ils se sont même arrêtés pour nous observer quelques instants avec curiosité. Sans aucun doute l’une des plus belles rencontres du séjour…

Le volcan du Cantal avec GéoLozère en Juillet 2010

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

Découvrir les diatomites de Virargues-Foufouilloux avec GéoCaps France

Pour aller plus loin

Sur les diatomées : sur le site Plankton Chronicles, produit par le CNRS, quelques belles images qui compenseront une rédaction à la syntaxe parfois approximative.

Sur la biologie des diatomées : par Cyril Langlois, un document précis et synthétique. Tout ce que vous n’avez peut-être jamais voulu savoir sur les diatomées mais que vous retiendrez certainement.

Sur la production et l’utilisation de la diatomite : un diaporama synthétique sur le site mineralinfo.

Sur l’activité extractive de la diatomite en France, pour les plus curieux, toujours sur le site mineralinfo, un rapport du BRGM beaucoup plus détaillé de 2018 :

Colin S., Charles N. et Lefebvre G. (2018). Mémento Diatomite. Rapport final. Rapport BRGM/RP-68326-FR, 64 p. 33 fig., 1 tab.

Sur les diatomites du Massif Central : par Pierre Thomas, sur le site Planet Terre de l’ENS de Lyon, un article détaillé, avec de nombreuses illustrations provenant essentiellement du site de la Montagne d’Andance dans le Coiron en Ardèche.

Sur la carrière de Virargues-Foufouilloux : un dossier de l’association ASNAT, avec quelques images de diatomées actuelles et de nombreuses images de fossiles récoltés sur le site.

Sur les fossiles de la carrière de Virargues-Foufouilloux : quelques belles images sur un topic dédié du GéoForum.

Sur l’inventaire de la macroflore, pour les spécialistes, deux publications de 2010 et 2020, à la suite de prospections effectuées respectivement entre 2002 et 2009, et 2010 et 2019, sur le site de Virargues-Foufouilloux :

Legrand, P. (2010). Complément à l’inventaire de la macroflore du Miocène Supérieur de la diatomite de Murat (Cantal, Massif central, France). Annales de la Société géologique du Nord, (17), 23-35.

Legrand, P. (2020). Deuxième complément à l’inventaire de la macroflore du Miocène Supérieur de la diatomite de Murat (Cantal, Massif Central, France). Annales de la Société Géologique du Nord, (27), 61-70.

Sur le site et les fossiles de la Montagne d’Andance en Ardèche : sur sciences-nature.fr, une présentation du site et de quelques-uns des plus beaux spécimens qui y ont été trouvés, malgré quelques libertés avec la syntaxe, voire la nomenclature (les « pompes de pin » ??? !!!).

Le site du muséum de l’Ardèche à Balazuc, où sont exposés (entre autres) de nombreux fossiles de la Montagne d’Andance.

Sur l’exceptionnel fossile de femelle gravide d’Hipparion mediterraneum : la page consacrée sur le site du Muséum de l’Ardèche.

La notice de la carte géologique de Murat, où l’on trouvera quelques informations sur les diatomites de Foufouilloux en pages 72-73 et 203 :

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

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L’aventure GéoLozère – pourquoi ce blog ?

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Le granite de la Margeride au Truc de Fortunio et au Signal de Randon

Laurent Massé — Wed, 15 Jul 2026 15:51:13 +0000

Lundi 27 Juillet 2026

Le granite de la Margeride au Truc de Fortunio et au Signal de Randon

Toutes les régions granitiques recèlent des chaos de blocs, plus ou moins volumineux, plus ou moins arrondis, et reposant les uns sur les autres en un équilibre apparemment précaire. Des formes souvent évocatrices valent parfois à ces amas des noms d’animaux, de personnages, de champignons et plantes ou d’objets. Parmi les plus célèbres en France, citons ceux du Sidobre dans le Tarn, les Pierres Jaumâtres aux confins de la Creuse et de l’Allier, ou encore la forêt de Huelgoat au pied des Monts d’Arrée en Finistère, où nous irons d’ailleurs faire une escale d’ici quelques semaines. Mais aujourd’hui, nous restons en Lozère, au point culminant de la Margeride à 1550 m d’altitude, où les paysages principalement sylvestres et agricoles de cette région largement méconnue laissent place, sur quelques kilomètres carrés, à des landes d’altitude dont émergent les fameux chaos granitiques. Face au Signal de Randon, celui-ci m’a toujours évoqué un grèbe huppé, ou une poule d’eau, couvant quelques œufs de pierre bien cachés sous ses plumes tout en surveillant attentivement les crêtes alentour. A l’horizon, émergeant à peine des brumes bleutées, on devine d’ailleurs la retombée sud du stratovolcan cantalien. Car on est bien ici sur l’un des plus vastes panoramas du Massif Central.

La Margeride est une longue échine de reliefs s’étendant sur près de 50 km entre le Mont Mouchet au nord-nord-ouest, aux confins du Cantal, et le Truc de Fortunio au sud-sud-est, à quelques kilomètres au nord de Mende et des Grands Causses. De nature granitique, elle n’est qu’une partie de ce qui est l’un des plus vastes plutons granitiques varisques du sud-est du Massif Central (plus de 1500 km²), qui s’étend de la vallée de l’Allier à l’est, en passant par l’Aubrac dont il constitue le soubassement, et jusqu’à la confluence du Lot et de la Truyère à l’Ouest. Le relief y est généralement peu accusé, et la présence du granite y est donc souvent discrète, d’autant que de larges secteurs sont empâtés par des épaisseurs considérables d’arène granitique, localement appelée « sisas ». Mais autour du relais hertzien du Truc de Fortunio (1550 m) et des anciens bâtiments militaires du Signal de Randon (1551 m), le doute n’est plus permis. C’est bien du granite, dont les blocs arrondis, au mois d’Août (ci-dessous), semblent posés au milieu d’un tapis de bruyères cendrées et de myrtilliers. Mais un peu plus tôt dans la saison, entre Mai et Juillet, tout un parterre de fleurs sauvages s’y épanouit.

Nous reparlerons spécifiquement de la façon dont ces blocs arrondis prennent naissance d’ici quelques semaines, sur un exemple bien plus spectaculaire, les chaos de Rûnes sur le Mont Lozère. Mais pour cette semaine, nous allons surtout parler de la roche en elle-même, dont l’un des caractères les plus marquants est la présence (et l’abondance) de mégacristaux de feldspaths potassiques (plus exactement du microcline) de plusieurs centimètres de long. Visibles de loin à la surface des blocs arrondis où ils apparaissent en relief, ils ont valu à la roche son qualificatif de « granite à dents de cheval ». Sur l’extrait de carte géologique ci-dessous, il représente plus de 90% de la surface. Les spécialistes y reconnaissent un « faciès sombre », plus riche en micas, et un « faciès clair », mais nous passerons outre cette distinction. Les seules roches différentes présentes sur ce secteur sont de longs filons de quartz associés à des failles entre La Villedieu et Saint-Sauveur de Ginestoux, une masse de leucogranite à grain plus fin dans le secteur de Saint-Jean la Fouillouse (au sein de laquelle a été exploité l’un des plus importants gisements d’uranium du secteur, la mine des Pierres Plantées au Cellier), et enfin quelques placages de grès à plantes à proximité du barrage du lac de Charpal.

Le granite de la Margeride, un « granite monzonitique porphyroïde » à « texture fluidale »

Les grands mots sont lâchés, et méritent donc un décodage en quelques images. Le granite de la Margeride est daté d’environ -320 à -305 millions d’années (fin du Carbonifère). Il a le même âge (et très probablement la même origine) que les granites du Mont Lozère – Borne et de l’Aigoual (plus exactement du Saint-Guiral – Liron) plus au sud-est. Ces trois massifs se sont mis en place lors d’une phase d’extension tardi-varisque, postérieure à la collision, mais antérieure à la mise en place du dôme granitique du Velay. Pour les spécialistes, c’est le quatrième des cinq événements métamorphiques mis en évidence dans la chronologie du socle varisque du Massif Central.

Pour faire simple, un granite monzonitique ou « monzogranite », c’est un granite un peu plus riche en micas que la moyenne (plus de 10 % de la roche totale) – par opposition au « leucogranite », déjà évoqué plus haut, qui lui au contraire en renfermera moins de 10 %. Un granite « porphyroïde » renferme des cristaux de grande taille (les fameuses « dents de cheval » évoquées plus haut), dispersés dans un fond de cristaux plus petits. Soyons clair : dans le cas du granite de la Margeride, les cristaux « plus petits » sont déjà d’une taille respectable, et les mégacristaux sont vraiment très imposants – ils peuvent par endroits dépasser les 10 cm de long. Ces mégacristaux de microcline (une variété de feldspath potassique) présentent d’ailleurs quasi-systématiquement la « macle de Carlsbad », association de deux réseaux cristallins d’orientation différente au sein d’un même individu. Ils sont facilement identifiables par beau temps car les deux réseaux cristallins ne réfléchissent pas le soleil sous le même angle lorsque celui-ci les éclaire (ci-dessous).

Quant à la « texture fluidale », elle est liée au fait que ces mégacristaux se sont formés de manière précoce dans le magma granitique. Lors de sa mise en place pendant la phase d’extension tardi-varisque, le magma s’est écoulé, ou plutôt a été étiré dans le sens de l’extension, ce qui a eu pour conséquence d’ordonner tous les mégacristaux parallèlement à cette direction. Cette organisation est particulièrement visible près du Signal de Randon (les deux clichés ci-dessous), mais n’est pas rare ailleurs en Margeride. A l’échelle du massif entier, cet allongement des cristaux de feldspaths, mesurable, contribue à déterminer la direction générale de l’extension à la fin du Carbonifère.

L’un des plus vastes panoramas de Lozère et du Massif Central

Quittons la pétrographie du granite pour revenir sur l’exceptionnel panorama qu’offrent le Truc de Fortunio et le Signal de Randon. Si d’aventure vous parvenez jusqu’au col du Cheval Mort, vous risquez fort de vous arrêter avant la montée au relais hertzien tant le revêtement de la route d’accès est fréquemment dégradé par les conditions automnales et hivernales. Mais si vous vous y risquez quand-même, vous jouirez sans aucun effort (pas d’ascension physique comme au Puy Mary ou au Mont Mézenc) d’un site très peu fréquenté, avec un panorama à 360° duquel vous embrasserez l’intégralité des sommets du Massif Central (il y a une table d’orientation au Truc de Fortunio). Par temps clair hivernal, vous pourrez également facilement voir le massif du Mont-Blanc, plus rarement le Ventoux, et très exceptionnellement le Canigou.

Vers le sud-ouest, au-delà du lac de retenue de Charpal (sur la rive sud duquel quelques éoliennes ont poussé depuis la prise de vue), on voit à gauche le massif du Moure de la Gardille où l’Allier prend sa source, et à droite les deux « petites Pyrénées lozériennes », la Montagne du Goulet où le Lot prend sa source, ainsi qu’un petit bout du Mont Lozère où le Tarn prend sa source. Hors cadre vers la droite (donc vers le sud) apparaissent les plateaux des Causses et la crête de l’Aigoual. Cette vue est la même que celle illustrant le premier article de ce blog. Elle est également à mettre en parallèle à ce panorama depuis la plaine de Montbel pris à quelques kilomètres au sud-est. Lorsque le Ventoux est visible, c’est d’ailleurs exactement dans l’axe de la vallée du Chassezac, au centre de l’image.

Vers le nord-ouest, l’intégralité du stratovolcan du Cantal est visible. Pas toujours aussi nettement que ce jour-là, où le petit dôme du Plomb du Cantal se repère parfaitement à la tête du domaine skiable de Prat-de-Bouc. Mais la silhouette de cône très aplati du plus grand volcan d’Europe est toujours identifiable. Hors cadre vers la droite (donc vers le nord), au-delà du Cézallier, on voit également très souvent les massifs du Sancy et du Puy de la Tache dans les Monts Dore. Mais malheureusement pas le Puy de Dôme, caché derrière l’échine des monts de la Margeride. Enfin, hors cadre vers la gauche, donc vers le sud, s’étalent successivement l’Aubrac, les plateaux aveyronnais du Lévezou, et enfin la Montagne Noire.

Pour terminer, vers le nord-est, tous les sommets volcaniques du Velay et du Vivarais se profilent, autour du Mézenc (un autre panorama exceptionnel, d’ici quelques semaines) et de la silhouette reconnaissable entre mille du Gerbier de Jonc, où la Loire prend sa source. On est bien au cœur du château d’eau de la France.

Le Truc de Fortunio et le Signal de Randon avec GéoLozère entre 2004 et 2009

Découvrir Le Truc de Fortunio et le Signal de Randon avec GéoCaps France

Diaporama de présentation

Pour aller plus loin

Sur les paysages de Margeride : la page consacrée sur le Centre de Ressources des paysages d’Auvergne Rhône-Alpes.

Sur les macles : simple et efficace, une définition claire et quelques belles illustrations sur le comptoir géologique.

Sur la structure fluidale des granites : par Pierre Thomas, sur l’excellent site Planet Terre de l’ENS de Lyon.

Sur le magmatisme pré-permien du Massif Central, pour les plus chevronnés, un article synthétique par Michel Faure sur l’excellent site Planet Terre de l’ENS de Lyon :

Michel Faure, 29/04/2020. Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 3/3 – Magmatisme et scénario géodynamique, Planet Terre – ISSN 2552-9250.

Sur le granite de la Margeride, un document un peu plus ancien mais fondateur, la thèse d’état de Jean-Pierre Couturié, le principal (et premier) spécialiste du sujet, malheureusement décédé en 2024 :

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

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 Sentier des Ocres de Roussillon

Laurent Massé — Mon, 13 Jul 2026 14:53:36 +0000

Lundi 20 Juillet 2026

Le Sentier des Ocres de Roussillon

C’est incontestablement l’un des géosites les plus célèbres et les plus visités du géoparc du Luberon, d’ailleurs appelé à devenir grand site de France dans un avenir proche. Et aussi l’un des plus photographiés : vous trouverez très facilement cette même vue avec une recherche d’images basique sur n’importe quel moteur, puisqu’elle a été prise depuis la plate-forme centrale du sentier, l’un des endroits les plus fréquentés du site. Mais en cet après-midi de début Octobre 2023, il y avait un je-ne-sais-quoi dans la luminosité et la pureté de l’air, qui donne à l’image de cet ancien front de taille, exposé au nord, et donc généralement terni par le contre-jour, un éclat tout-à-fait inédit. Toute la richesse de la palette des couleurs, ainsi que la finesse des structures de la formation, sont parfaitement soulignées. Un excellent point de départ pour évoquer l’histoire géologique de ce gisement unique en France.

Au sens strict, le terme d’ocre – dérivé du latin ochra, lui-même issu du grec ὠχρός qui signifie « jaune pâle » – désigne une argile colorée par des oxydes et hydroxydes de fer, avec une large palette de teintes qui vont en réalité du jaune au brun au rouge violacé, en passant par toutes les nuances d’orange et de rose. Or ces argiles ne représentent jamais plus d’un quart de la formation, essentiellement sableuse. Le terme d’ocres est donc abusif, ou restrictif. Il faut plutôt parler de « sables ocreux », comme sur la légende de la carte géologique (voir ci-après). Les sables ocreux de Roussillon font partie du massif ocrier du bassin d’Apt, qui s’étend vers l’est jusqu’au-delà de Gignac, et comprend les exploitations souterraines de Bruoux ainsi que le célèbre « Colorado provençal » de Rustrel. Ces deux sites feront d’ailleurs très certainement l’objet de futurs articles, qui seront une occasion d’aborder également l’histoire de l’utilisation et de l’exploitation des ocres.

Les altérites tropicales crétacées et paléogènes du sud de la France

Datés du Crétacé moyen (Albien, entre -110 et -100 millions d’années), ces sables ocreux, dont nous détaillerons la formation et les structures plus tard, font partie d’un vaste ensemble de formations continentales vivement colorées, mises en place du Crétacé supérieur au début du Cénozoïque (Paléogène) dans tout le sud de la France, comme les bauxites de Provence, le « Vitrollien » du Languedoc et des Corbières, ou encore le « Sidérolithique » du Périgord et du Quercy. Qualifiées d’« altérites », toutes ces formations résultent de l’altération par un lessivage poussé des roches présentes en surface à l’époque, sous un climat nettement plus chaud et humide qu’actuellement. Elles ont donc tous les caractères des sols tropicaux et équatoriaux qui prennent actuellement naissance de l’Amazonie à l’Indonésie en passant par l’Afrique équatoriale et l’Asie du sud-est.

En climat chaud et humide, les précipitations tendent à faire passer en solution et à éliminer par lessivage et ruissellement la quasi-totalité des éléments chimiques, à l’exception de l’aluminium et du fer, qui sont donc concentrés et précipitent sur place sous forme d’oxydes et d’hydroxydes. S’ils sont seuls, ces composés forment une « croûte » superficielle, parfois appelée « latérite ». Mais ils sont très souvent associés à la kaolinite, une argile alumineuse formée à partir de tous les types de minéraux silicatés, à l’exception du quartz, concentré lui aussi s’il est présent. Dans le cas des sables ocreux de Roussillon, il s’agit de plusieurs dizaines de mètres de sables, contenant jusqu’à 25% de kaolinite diversement colorée par plusieurs types d’hydroxydes de fer. Certaines passées, beaucoup plus pauvres en hydroxydes, sont beaucoup plus claires, comme on peut le voir sur la vue ci-dessous depuis le village de Roussillon.

Au sommet de la formation, une croûte d’oxydes et hydroxydes de fer et d’aluminium, de quelques mètres d’épaisseur, forme une véritable cuirasse latéritique. Elle est pauvre en quartz, mais contient des poches de kaolinite plus claire. Plus dure et plus colorée que les sables sous-jacents, elle les protège de l’érosion, comme on peut le voir sur le détail ci-dessous, ainsi qu’au sommet de la première image. Quelques kilomètres plus à l’est, dans le Colorado de Rustrel, cette croûte sommitale détermine la formation de « cheminées de fée », dont on devine les prémisses ici à Roussillon.

Le « bombement durancien » et la formation des ocres

Les ocres d’Apt ont pris naissance à la suite de l’émersion, au Crétacé moyen, de ce que l’on nomme le « bombement durancien ». Cette vaste zone, s’étendant du relief Ventoux – Montagne de Lure au nord aux rivages de l’actuelle Méditerranée, a été le siège d’altérations tropicales, qui ont donné naissance au sud sur des substrats calcaires à de véritables latérites, les bauxites. Plus au nord, les « ocres » se sont formées aux dépends d’épais niveaux de sables et grès deltaïques, déposés juste avant l’émersion, à l’Aptien supérieur ou « Clansayésien », autour de -115 millions d’années. Ces niveaux apparaissent en vert pomme sur l’extrait de carte géologique ci-dessous, et les sables ocreux qui en dérivent en beige avec hachures rouges verticales.

Tout un univers de formes, de structures et de couleurs

La richesse en fer s’explique par la présence, dans les sables et grès deltaïques dont dérivent les ocres, de grandes quantité de glauconite, une argile verdâtre (d’où son nom) riche en fer réduit. L’oxydation de cet élément au cours de l’altération continentale donne naissance à plusieurs types d’hydroxydes, qui expliquent la large palette des teintes des ocres. Les jaunes sont dus à la goethite, les rouges à l’hématite, et les bruns à la limonite. Les combinaisons autorisent un vaste nuancier, dont un petit échantillon, capturé dans la boutique au départ du sentier, est présenté ci-dessous.

L’altération et le lessivage n’ont pas effacé les structures sédimentaires des sables deltaïques dont dérivent les ocres. Accumulés dans un milieu agité, soumis à des courants importants et de direction changeante, ils montrent de nombreuses stratifications obliques, comme sur la première image, ou en lentilles à pentes alternées, comme sur la vue suivante.

Quant au très joli détail qui suit, il est facilement visible dans le front de la paroi, au niveau des premières marches, au début de la descente. Postérieur à la formation des ocres contrairement aux stratifications obliques, il est lié à une extension qui a provoqué l’apparition d’un réseau de petites failles normales, qui dessinent de très jolis horsts et grabens en miniature.

Difficile, pour terminer cet article, de ne pas dire un mot sur le magnifique village perché de Roussillon, l’un des plus beaux du Luberon avec Gordes, Bonnieux, Lacoste, et bien d’autres. Apparaissant ici au hasard du sentier à travers une trouée dans les pins, il mérite largement son propre article, dans quelque temps….

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

Découvrir le sentier des Ocres de Roussillon avec GéoCaps France

Pour aller plus loin

Sur le bombement durancien dans le contexte du rift pyrénéo-provençal : pour les plus chevronnés en géodynamique et paléogéographie, une ressource du site de la lithothèque de l’académie d’Aix-Marseille.

Sur les ocres d’Apt : une autre ressource du site de la lithothèque de l’académie d’Aix-Marseille.

Sur la géologie du massif ocrier : une ressource de l’office de tourisme Pays d’Apt – Luberon, avec un lien vers le très pédagogique épisode « Les ocres annoncent la couleur » de l’émission « C’est pas sorcier », en 2003.

Sur les ocres de Roussillon : un article par Pierre Thomas, sur l’excellent site Planet Terre de l’ENS de Lyon.

Sur les liens entre minéralogie et couleur des ocres, pour les passionnés de chimie :

Boulc’h, F. et Hornebecq, V. (2009). Les ocres de Provence: de l’extraction à la toile. L’Actualité chimique, 12 (335), 30.

Sur le Sentier des Ocres : quelques images et des informations pratiques (accès, horaires, tarifs…), sur le site de l’office de tourisme Pays d’Apt – Luberon.

Ôkhra – l’écomusée de l’ocre : installé dans une ancienne usine de traitement des pigments à l’entrée sud du village.

La notice de la carte géologique de Cavaillon :

Germain C., Liouville M., De Bouchony P., Roch E. et Demarcq G. (1966) – Carte géol. France (1/50 000), feuille Cavaillon (967). Orléans : BRGM, Notice explicative 12 p.

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Au cœur du Cantal, le Puy Mary et la vallée de l’Impradine

Laurent Massé — Sat, 11 Jul 2026 11:41:41 +0000

Lundi 13 Juillet 2026

Au cœur du Cantal, le Puy Mary et la vallée de l’Impradine

Pour cette semaine, une photo coup de cœur, qui pour moi symbolise parfaitement tout le charme du Cantal, avec en particulier le contraste entre la rondeur verdoyante des vallées et la relative âpreté des crêtes sinueuses et effilées qui les séparent. On est ici sur le flanc nord-est du strato-volcan, dans la vallée de l’Impradine qui, si elle n’est pas la plus secrète de la quinzaine de vallées glaciaires qui rayonnent en étoile depuis le centre de l’édifice, a néanmoins un caractère nettement plus intimiste que celles, plus passantes, de la Jordanne, du Mars, de l’Alagnon ou de la Cère. Et à l’horizon, exactement dans l’axe de la vallée, la silhouette pyramidale emblématique du Puy Mary, classé grand site de France et deuxième sommet du Cantal (1783 m), est une excellente occasion de parler, non pas de l’histoire de ce volcan hors normes (il y aura de nombreuses autres occasions dans les épisodes futurs), mais de géomorphologie glaciaire, assez belle ici. Quant on parcourt le Cantal, c’est d’ailleurs avant tout à des formes glaciaires que l’on est confronté, bien plus qu’à des formes volcaniques primaires.

Au cours des derniers millions d’années, les épisodes glaciaires quaternaires ont permis la constitution de calottes de glace dans de nombreux secteurs du Massif Central, plus particulièrement sur son flanc ouest où l’alignement des reliefs volcaniques qui courent depuis la Chaîne des Puys au nord jusqu’au plateau d’Aubrac au sud, et qui constituent la première barrière aux flux océaniques d’ouest dominants en France, sont copieusement arrosés, et donc enneigés.

Contrairement aux rivières, les glaciers ne sont pas capables de creuser des vallées. S’ils s’installent sur des plateaux aux altitudes peu contrastées, comme en Aubrac ou sur le Cézallier, ils vont simplement les raboter et laisser des surfaces « moutonnées » caractéristiques. En revanche, s’ils s’installent dans des vallées fluviales déjà présentes, comme c’était le cas dans le Cantal, ils vont les élargir, les retoucher, pour leur donner un profil caractéristique « en auge », avec un fond plat et des flancs nettement plus redressés. La quinzaine de vallées glaciaires du Cantal sont loin d’être aussi spectaculaires que celles des Alpes ou des Pyrénées, néanmoins l’œil exercé repèrera plus ou moins rapidement l’aspect singulier des ces larges vallées, et surtout le contraste saisissant avec les gorges étroites et profondes des « pays coupés » qui encerclent le Cantal de tous côtés, en Artense, Xaintrie, Châtaigneraie ou Caldaguès. La plupart des rivières qui prennent leur source dans le Cantal et circulent au fond de larges auges glaciaires s’encaissent d’ailleurs plus ou moins rapidement dans des gorges resserrées et difficilement franchissables dès qu’elles quittent le stratovolcan. La transition est particulièrement nette dans la vallée du Mars sur le flanc nord-ouest, entre Moussages et Mauriac.

Cirques et arêtes glaciaires, une spécificité cantalienne dans le Massif Central

Bien plus que ces larges vallées, ce qui est spectaculaire dans le Cantal, c’est le fait que, au fur et à mesure que l’érosion glaciaire les élargit, les plateaux qui les séparent (les « planèzes ») se rétrécissent et laissent place dans la partie centrale à de longues crêtes effilées ou « arêtes », qui constituent un réseau remarquable autour des sommets de la partie centrale. Il peut y avoir des brèches, comme celle de Roland sur la crête entre Puy Mary et Peyre-Arse, mais aussi et surtout des « cornes » lorsqu’une roche plus dure résiste à l’érosion régressive. Le Puy Griou, sur l’arête qui sépare les vallées de la Cère et de la Jordanne, en est le plus fier représentant.

Le Puy Mary, un très bel exemple de « horn » glaciaire

Le Puy Mary (et c’est particulièrement net sur la vue 3D Google Earth ci-dessous) est une pyramide à quatre faces aux formes quasi-parfaites, située à la convergence de quatre arêtes qui séparent les cirques glaciaires qui forment les têtes des vallées du Mars à l’ouest (cirque du Falgoux), de la Jordanne au sud (cirque de Mandailles), de l’Impradine à l’est (cirque d’Eylac), et de la Petite Rhue au nord (cirque de Bois Mary). Dans ce cas, on ne parle plus de corne, mais de « horn », aiguille à trois ou quatre faces. Les horns, dont le plus célèbre exemple est le Cervin dans les Alpes, sont très acérés en haute montagne ; ici le profil est plus doux, mais quand même nettement identifiable.

A l’origine, le Puy Mary était un dôme de trachyte (en orange vif sur la carte géologique ci-dessous), résultant d’une éruption péléenne de lave visqueuse. Associé à des dépôts de nuées ardentes visibles à sa périphérie, en particulier autour du pas de Peyrol, il devait donc ressembler à l’actuel Puy de Dôme, avec une forme générale arrondie. C’est ce dôme que les quatre cirques glaciaires ont attaqué de tous côtés pour le re-profiler en pyramide à quatre faces.

Sur l’image ci-dessous, on voit la face sud de la pyramide, côté vallée de la Jordanne, avec à gauche la pointe de la Roche Noire, petite corne glaciaire sur l’arête séparant les cirques de Mandailles et du Falgoux.

Côté cirque du Falgoux justement, on retrouve à droite la corne de la Roche Noire, au pied de laquelle passe la D17 qui rejoint le Pas de Peyrol. Le sentier aménagé qui permet de rejoindre le sommet du Puy Mary emprunte l’arête séparant les vallées du Mars et de la Petite Rhue.

Sur l’extrait de carte géologique ci-dessous, la pyramide du Puy Mary est visible dans l’angle sud-ouest. Vers le nord et l’est, on voit parfaitement les cirques glaciaires et les vallées de la Petite Rhue et de l’Impradine, séparées par l’arête qui passe par le col de Serre. Plus à l’ouest, un autre cirque glaciaire à la tête de la vallée de la Santoire, dans laquelle se jette l’Impradine, s’étend au pied du Puy de Peyre-Arse, du Puy Bataillouse et du Téton de Vénus.

La vallée de l’Impradine, un havre de paix au coeur du Cantal

Impradine et Santoire confluent quelques kilomètres à l’aval de leurs sources respectives. Juste en face du point de prise de vue (repère en noir sur la carte géologique ci-dessus), l’arête à la confluence des deux vallées est affectée d’un important glissement de terrain lié à la déstabilisation des pentes lors de la dernière déglaciation. Visible sur la carte géologique à la zone blanche avec chevrons bleus, il apparaît sur l’image ci-dessous sous forme de la surface mamelonnée et non boisée au pied de l’escarpement.

L’endroit d’où la première image et celles qui suivent ont été prises est un lieu magique (mais privé !) découvert au hasard de repérages en 2021 pour la deuxième édition du circuit de découverte GéoLozère dans le Cantal. C’est la terrasse de l’Auberge d’Aijean, au hameau de La Gandilhon où, accessoirement, l’on mangeait très bien en 2021 et en 2022. Malheureusement, l’activité de restauration a cessé, mais le lieu est toujours accessible puisque les propriétaires continuent à louer des gîtes et un studio.

Lors de notre repas en 2021, j’ai multiplié les prises de vue de ce petit coin de vallée hors du temps et du tumulte du monde, où l’on a juste envie de se perdre dans la contemplation des pentes verdoyantes et apaisantes des vallées de la Santoire et de l’Impradine.

A peine visibles à l’œil nu depuis le fond de la vallée, les chevaux en liberté sur les estives de la crête du Peyre-Arse ont été un sujet idéal pour tester les limites du zoom de mon petit appareil photo, qui ne paie vraiment pas de mine, mais qui est bien plus puissant que celui de n’importe quel modèle de smartphone ultra-récent.

Faisant fi des longs discours, une adhérente de GéoLozère profite en silence de la magie du lieu, confortablement installée à l’ombre face au panorama.

Le volcan du Cantal avec GéoLozère en Juillet 2010

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

Découvrir le Puy Mary et la vallée de l’Impradine avec GéoCaps France

Pour aller plus loin

Sur la page du grand site de France Puy Mary : l’image de fond de la page d’accueil montre la face nord, côté Petite Rhue, de la pyramide du Puy Mary, ainsi que le sentier d’accès au sommet depuis le Pas de Peyrol, qui suit l’arête nord-ouest séparant les cirques de la Petite Rhue et du Mars. On voit également, à l’arrière-plan à gauche, l’arête qui rejoint le Peyre-Arse en passant par la Brèche de Roland.

Sur la vallée de l’Impradine et le cirque d’Eylac : un site avec beaucoup d’images.

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.

Sur la formation des horns et cornes glaciaires : la page consacrée sur le site geoglaciaire.net, où vous pourrez également explorer toute la variété des paysages et formes glaciaires.

Sur l’englacement quaternaire du Massif Central, un article en français avec une bibliographie exhaustive, téléchargeable au format .pdf :

Defive E., Raynal, J.P., Ancrenaz, A. et Poiraud, A. (2019) – L’englacement quaternaire du Massif central. In: Histoire de la découverte géologique du Massif central français, Mémoire N° 8, SHNA, Société d’Histoire Naturelle d’Auvergne, pp. 145-172.

La notice de la carte géologique de Murat, dont les presque 300 pages sont une mine d’informations pour tous ceux qui veulent aller beaucoup plus loin sur le stratovolcan cantalien :

* Imperfection humaine

Contenu réalisé sans intelligence artificielle Toutes les erreurs sont de mon fait

La semaine prochaine : Le sentier des ocres de Roussillon

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L’aventure GéoLozère – pourquoi ce blog ?

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La Montagne du Goulet et le Mont Ventoux, un alignement géographique et géologique remarquable

Laurent Massé — Sun, 05 Jul 2026 13:59:42 +0000

Lundi 6 Juillet 2026

La Montagne du Goulet et le Mont Ventoux, un alignement géographique et géologique remarquable

Voir le Mont Ventoux depuis la Lozère est assez facile. Du moins depuis les crêtes cévenoles, où sa silhouette bleutée domine l’horizon au sud-est dès que le temps est suffisamment clair. Mais plus on va vers l’ouest, moins c’est évident. Sur la N88 entre Mende et Langogne, au col de la Pierre Plantée, on arrive sur la plaine de Montbel, qui est le dernier lambeau des Grands Causses vers le Nord. D’ici, très exceptionnellement, on peut deviner la silhouette du Géant de Provence, à 135 km au sud-est, pile dans l’axe de la vallée du Chassezac, mais il faut des conditions météo exceptionnelles, ou un ciel d’hiver particulièrement limpide. Ou encore un rétro-éclairage au lever du soleil, comme ce matin de Septembre entre 2008 et 2011 (la date exacte m’échappe, l’image ayant un moment disparu comme de nombreuses autres à la suite d’un crash de disque dur sans sauvegarde récente – heureusement dans les cas désespérés, certains logiciels sont capables de récupérer une partie des documents, ouf !).

J’ai recadré l’image sur cette silhouette spectrale violacée, qui ce jour-là montrait parfaitement un des principaux caractères du Ventoux, à savoir sa dissymétrie, avec un versant nord côté Drôme et Baronnies relativement abrupt, et un versant sud côté Vaucluse et plateau d’Albion beaucoup plus doux (n’en déplaise aux nombreux cyclistes qui s’y sont attaqués…). Cette dissymétrie est liée au fait que ce relief est chevauchant vers le nord le long d’un accident majeur, le chevauchement Ventoux-Lure. Parfaitement parallèle aux Pyrénées, comme on peut le voir sur l’extrait de la carte géologique de France ci-dessous, il est aussi parfaitement aligné avec deux reliefs lozériens, également parallèles aux Pyrénées, qui lui font face de l’autre côté de la vallée du Rhône. Ce sont le Mont Lozère et la Montagne du Goulet, également dissymétriques comme le Ventoux, car eux aussi chevauchants vers le nord, le long des failles d’Orcières et du Goulet respectivement.

La Montagne du Goulet et le Mont Lozère, les « petites Pyrénées » lozériennes

Sur la première image, on devine à peine, à droite, le flanc nord de la Montagne du Goulet. Sur la vue plus large ci-dessous, prise depuis la route d’Allenc, on voit l’intégralité du relief (ainsi qu’un petit bout du Mont Lozère tout-à-fait à droite). Ce jour-là, malgré un temps clair, le Ventoux est d’ailleurs parfaitement invisible, même en zoomant, comme neuf fois sur dix depuis cet endroit – la première image a été rajoutée en médaillon à la même dimension pour savoir où chercher le Ventoux éventuellement.

La dissymétrie des deux flancs du Goulet se devine un peu, et on distingue également à sa base un bourrelet de collines nettement moins boisées que le sommet. Ce sont des plateaux calcaires, qui s’étendent depuis Larzalier jusqu’au Giraldou au-dessus de Belvezet, et se prolongent vers l’est dans la vallée du Chassezac presque jusqu’à Prévenchères. Ils sont mieux visibles depuis Les Salesses sur l’image ci-dessous.

Ces niveaux calcaires du Jurassique moyen (environ 140 millions d’années) sont limités au sud par la faille du Goulet, le long de laquelle les schistes cévenols de la Montagne du Goulet (entre 550 et 300 millions d’années) ont été remontés de plusieurs centaines de mètres, très probablement lors de la formation des Pyrénées à l’Eocène (40 millions d’années). Difficile d’être plus précis sur la mise en place de ce relief, ainsi que celle du Mont Lozère plus au sud. A l’échelle régionale, on ne peut pas les dater plus précisément que post-jurassiques, puisque ce sont les niveaux les plus jeunes directement en contact avec les failles du Goulet et d’Orcières. Mais c’est justement le parallélisme de ces deux « petites Pyrénées lozériennes » avec le Mont Ventoux (et avec la chaîne pyrénéenne en elle-même) qui permet d’envisager une histoire commune. Or on sait que la principale phase de structuration de la chaîne Mont Ventoux – Montagne de Lure date de l’Eocène (40 millions d’années), même si elle a continué à se déplacer vers le Nord jusqu’à la fin du Miocène (une dizaine de millions d’années).

Une faille parfaitement visible dans le paysage

Ce qui rend la Montagne du Goulet particulièrement remarquable (mais aussi le Mont Lozère dans une moindre mesure), c’est que, comme on peut le voir sur la vue Google Earth 3D ci-dessous, la faille du Goulet est très nettement visible dans le paysage puisqu’elle sépare au nord les terrains calcaires, systématiquement mis en valeur pour l’agriculture, des schistes cévenols boisés au sud. Le Mont Ventoux se devine à l’horizon, dans le prolongement de la faille du Goulet.

Au niveau du sol, la limite de végétation et la limite géologique ne coïncident pas toujours exactement. Mais lorsque les terrains schisteux sont déboisés, comme c’est le cas ci-dessous au-dessus du hameau de La Peyre, les sols nettement plus acides qu’ils supportent n’ont pas la même utilisation, et la faille se voit quand même parfaitement dans le champ, juste au-dessus des balles de foin.

Encore plus à l’est, au sud de Chasseradès, la faille, qui limite les schistes recouverts de forêts au sommet, est toujours nettement visible, mais les lambeaux calcaires s’amenuisent considérablement. La base des calcaires est repérable au niveau de résineux au tiers supérieur de la zone déboisée. Toutes les prairies en dessous sont donc installées sur les schistes et gneiss, que le Chassezac creuse en gorges à l’aval du viaduc de Mirandol.

Les alignements pyrénéens dans le Massif Central ne se limitent pas à la Montagne du Goulet et au Mont Lozère, même si ces deux reliefs sont remarquables. En particulier, sur l’extrait de la carte géologique de France plus haut, on devine nettement, plus à l’Ouest vers l’Aveyron, les grandes failles qui limitent et guident les causses de Séverac et Comtal. Ce sont également de vieux accidents qui ont été remobilisés lors de la mise en place des Pyrénées, et qui feront très certainement l’objet d’article(s) d’ici quelques semaines.

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

Malheureusement pas de publications récentes ou facilement accessibles sur le sujet de la semaine, mais ceux qui veulent aller plus loin trouveront un certain nombre d’informations dans la notice de la carte géologique au 1/50000 du Bleymard :

B. Briand, R. Combémorel, J.P. Couturié, P. Bérard et C. Vautrelle (1993) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Le Bleymard (863). Orléans: BRGM, 61 p. Carte géologique par B. Briand, J. Négron, M. Viard, R. Combémorel, J.P. Couturié (1994).

* Imperfection humaine

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L’aventure GéoLozère – Pourquoi ce blog ?

Laurent Massé — Thu, 25 Jun 2026 13:58:24 +0000

Lundi 29 Juin 2026

L’aventure GéoLozère

Il y a plus de 20 ans maintenant, en Août 2004, j’encadrais pour la toute jeune association GéoLozère une première semaine de découverte géologique dans les hautes terres du sud-est du Massif Central. Alors intitulée « Entre Cévennes, Margeride, Causses et volcans du Devès », elle avait pour but de mettre en valeur auprès du grand public toute la variété géologique et la diversité des paysages associés, dans l’un des secteurs les moins touristiques de la région, entre nord Lozère, sud Haute-Loire et ouest Ardèche.

Reproduit plusieurs années, ce premier circuit a attiré un petit cercle de fidèles, essentiellement des non spécialistes allant de simples curieux à des amateurs éclairés, originaires du coin ou pas mais partageant le même amour pour ce département singulier à tous égards. Face à leur enthousiasme, sans aucun plan sur le long terme et en débordant du cadre et des buts initiaux de l’association, j’ai rapidement été amené à concevoir d’autres circuits, d’abord en Lozère, puis à partir de 2010 ailleurs dans le Massif Central, et même jusqu’aux confins de la France métropolitaine puisque nous sommes allés jusqu’en Finistère en 2021, dans les Pyrénées béarnaises en 2015, ou en Luberon en 2023. En parallèle, le cercle des membres de l’association s’est élargi et renouvelé au fil des ans.

Et l’aventure est loin d’être terminée, puisque chaque année un nouveau circuit d’une semaine est proposé aux adhérents, avec le Quercy en 2026, le Jura en chantier pour 2027, et la suite encore à décider.

Pourquoi ce blog ?

Parce qu’en me plongeant il y a quelques années dans un travail d’archivage pour la construction de ce site, j’ai réalisé l’incroyable richesse d’images amassées en plus de 20 ans d’excursion géologiques, et je me suis dit qu’il fallait en faire quelque chose. A commencer par les réseaux sociaux, où des photos sont régulièrement postées sur les comptes Facebook et Instagram de l’association. Mais dans un format « réseaux sociaux », réduit à des images visualisées en petit format sur un écran de mobile et avec des commentaires minimalistes, donc forcément frustrant pour un enseignant, déjà de la vieille école, et qui veut toujours en dire un peu plus…

Parce qu’en tant qu’enseignant justement, confronté à la baisse des vocations pour les sciences de la Terre dans les jeunes générations, je sais qu’on a plus que jamais besoin de parler de géologie dans l’espace public, quel que soit le format. Et même si le blog est un format un peu dépassé (il faut lire !) et risque donc de ne fidéliser que les plus anciens, ça se tente quand-même.

Parce qu’en tant qu’enseignant toujours, je constate comme tous mes collègues à quel point les sciences en général et les sciences de la Terre en particulier sont de plus en plus méconnues (et critiquées, voire attaquées…). Or parler de la Terre et de son histoire, c’est aussi apporter une petite pierre à la lutte contre cet obscurantisme rampant, en parlant forcément de la longue histoire de la vie et du climat, totalement imbriqués, et incroyablement malmenés par les enjeux financiers et politiques courts-termistes après lesquels tout le monde court aveuglément.

Si vous avez lu jusque-là, je vous en remercie, et il y a des chances pour que vous reveniez chaque semaine. J’essaierai de tenir un rythme hebdomadaire pour ces articles, et il y a de la matière pour plusieurs années…

La semaine prochaine : La Montagne du Goulet et le Mont Ventoux, un alignement géographique et géologique remarquable

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