Évolution géologique régionale depuis le Trias

Évolution géologique régionale depuis le
Trias

Ce premier chapitre présente le contexte géographique, géologique et hydrogéologique du bassin de Carpentras. C’est l’occasion de dresser le bilan des connaissances générales sur le bassin à partir d’une revue bibliographique. Après avoir défini les limites géographiques de l’étude, quelques rappels sur l’histoire géologique du Sud-Est de la France depuis le Trias permettent d’aborder la description géologique du bassin de Carpentras. Puis un inventaire des magasins aquifères présents donne un premier aperçu de la complexité de l’hydrogéologie locale. Enfin quelques précisions placent ce travail dans un contexte de gestion de la ressource.

 Situation géographique

Le bassin de Carpentras se situe dans le Sud-Est de la France, à proximité de la vallée du Rhône dans le département du Vaucluse. C’est une vaste plaine (600 km2 ) située au nord-est d’Avignon et qui s’étend autour de Carpentras et de Monteux, en allant d’Orange à Pernes-les-Fontaines (Figure 1-1). Il s’agit de la moitié sud d’un ensemble géographique et géologique plus vaste qui comprend le bassin de Valréas. Le bassin de Carpentras est limité par des massifs montagneux à l’est et à l’ouest : massif de LafareSuzette (ou de Gigondas ou des Dentelles de Montmirail), mont Ventoux, plateau de Vaucluse, butte de Thouzon, collines de Châteauneuf de Gadagne, de Vedène, de Châteauneuf du Pape, d’Orange, et massif d’Uchaux. Au nord la région communique avec le bassin de Valréas, à travers les plaines d’Orange (la limite entre les deux bassins se situe entre le massif d’Uchaux et celui de Lafare-Suzette). Au sud elle s’ouvre vers la vallée de la Durance. Le Bassin de Carpentras est parfois appelé Comtat Venaissin par abus de langage, confusion ou appropriation marketing. La définition du Comtat est attachée à l’histoire politique complexe de cette région disputée par les Comtes de Toulouse, de Provence et par la Papauté. Le terme même de « venaissin » semble dérivé de Vénasque, village à la limite sud du Bassin de Carpentras et qui a abrité l’évêché durant un temps. Ces imprécisions laissent la place à des usages très différents. Actuellement « Comtat Venaissin » désigne tantôt la région de Valréas, tantôt celle de Carpentras, tantôt l’ensemble des deux ; certains y associent Avignon, d’autres encore étendent cette zone jusqu’à St-Christol ou Apt. Pour éviter toute ambiguïté, il est préférable d’utiliser uniquement l’expression « bassin de Carpentras » pour désigner la région étudiée. Le réseau hydrographique y est dense. Le Rhône constitue le collecteur de tous les cours d’eau. Au nord, le bassin est parcouru par l’Aygues qui traverse les plaines d’Orange et l’Ouvèze qui rejoint le fleuve en aval de Sorgues. A l’est et au sud, les cours d’eau venant des reliefs mésozoïques périphériques convergent au nord de Sorgues pour rejoindre l’Ouvèze. Les principaux sont la Nesque, l’Auzon, la Mède, le Brégoux, la Grande Levade et le réseau des Sorgues issu de la Fontaine de Vaucluse. L’agriculture a connu son développement maximum pendant les « Trente Glorieuses ». Depuis les années 1980, elle est en mutation mais toujours très active. Les parcelles du centre du bassin sont occupées par des cultures de céréales, de prairie, de fleurs (sous abris), de pieds de vignes mères (porte-greffe) et du maraîchage (souvent sous abris, parfois hors-sol) ; les coteaux sont dominés par la vigne ; les vergers sont disséminés dans tout le bassin. La topographie du bassin proprement dit est peu marquée avec des altitudes qui s’étalent de 30 m à 250 m depuis le secteur de Sorgues jusqu’aux bordures de l’est. Néanmoins la région est dominée par les massifs mésozoïques au relief accusé, situés à proximité immédiate du bassin. Le mont Ventoux culmine à 1909 m, le plateau de Vaucluse s’étend entre 500 m et 1000 m d’altitude et le massif de Lafare-Suzette atteint 627 m.Les agglomérations urbaines du bassin sont toutes en expansion. Carpentras, Monteux, Althen-des-Paluds, Entraigues-sur-Sorgues et Sorgues s’alignent sur un axe en fort développement qui traverse le bassin d’est en ouest. La limite ouest du bassin est bordée par Vedène, Sorgues, Bédarrides, Courthézon et Orange en allant du sud au nord. Pernes-les-Fontaines et Sarrians complètent cette liste des principales villes de la région. La région se trouve dans la partie septentrionale de la zone climatique méditerranéenne. Les précipitations sont marquées par deux périodes pluvieuses, en automne et au printemps, et une saison sèche en été. Les hauteurs normales de pluie définies par Météo France s’élèvent à 633 mm à Carpentras et 660 mm à Avignon. Elles sont concentrées sur moins de 100 jours par an (CELLE, 2000).

 Évolution géologique régionale depuis le Trias

La morphologie actuelle du Bassin de Carpentras est un héritage de l’histoire géologique du Sud-Est de la France depuis le début du Mésozoïque (Figure 1-2). Après une longue période d’érosion post-hercynienne (COUREL et al., 1984), la région subalpine subit les transgressions triasique puis liasique et se retrouve submergée par une mer joignant la mer germanique à la Mésogée (CURNELLE et DUBOIS, 1986). Dès lors, du Trias à la fin du Crétacé, la sédimentation marine s’effectue en continu (BAUDRIMONT et DUBOIS, 1977). Au Trias, le bassin du Sud-Est reste peu profond et l’évaporation forte. Durant cette période, le socle subit une subsidence contrôlée par le jeu des failles majeures N50°- 60°E sous l’effet du début d’une phase de distension est-ouest. Une sédimentation évaporitique se développe sur des épaisseurs atteignant plus de 1000 m (BAUDRIMONT et DUBOIS, 1977). Du Lias au Malm inférieur, l’ouverture marine est-ouest se poursuit et le bassin évolue progressivement vers un milieu marin profond de plus en plus ouvert sur la mer alpine. Les phases de régression au Lias supérieur et au Dogger ne sont sensibles qu’en bordure du bassin ou sur les seuils (BAUDRIMONT et DUBOIS, 1977 ; CURNELLE et DUBOIS, 1986). Ainsi l’actuelle région de Carpentras, située au centre de cette région, connaît une évolution marine ouverte générale et continue jusqu’à la fin de l’Oxfordien (DEBRAND-PASSARD et al., 1984a). Tout au long de cette période, la subsidence est continue (CURNELLE et DUBOIS, 1986) et toujours contrôlée par les failles majeures N 50°-60° E. Le Lias inférieur est marqué par une sédimentation calcaire pouvant atteindre 500 m (BOINET, 1996). Puis une série argilo-marneuse se développe sur plus de 3000 m d’épaisseur à partir du Lias supérieur et englobe la formation des Terres Noires qui est présente dans tout le bassin sub-alpin (BAUDRIMONT et DUBOIS, 1977). Le Jurassique supérieur apparaît comme une période charnière dans l’évolution du bassin (BAUDRIMONT et DUBOIS, 1977). Les seuils structuraux qui marquaient encore une limite partielle entre le bassin du sud-est et la mer alpine ont complètement disparu. La région devient une marge passive (CURNELLE et DUBOIS, 1986) largement ouverte à l’est. Un profond sillon E-W situé entre Provence et Dauphiné (fosse vocontienne) reçoit de faibles épaisseurs (100 à 400 m) de dépôts argilo-carbonatés alors que dans les régions sub-alpines, la sédimentation est marquée par des faciès de plate-forme de plus en plus carbonatés (ENAY et al., 1984) sur une épaisseur atteignant 1500 m par endroit. Au Crétacé inférieur, les zones de sédimentation conservent l’orientation E-W acquise à la fin du Jurassique. Au Néocomien, la fosse vocontienne, profonde, reçoit des dépôts marneux pélagiques d’épaisseur limitée (inférieure à 500 m), tandis que de part et d’autre, les sillons dauphinois (au nord) et nord-provençal (au sud) accumulent 1000 à 1500 m de formations de plate-forme externe avec un terme valanginien argileux à la base et un terme hauterivien calcaire au sommet (BAUDRIMONT et DUBOIS, 1977). Ce dernier marque le début de la séquence argilo-calcaire à faciès urgonien qui s’étend jusqu’au Bédoulien. Le Crétacé inférieur enregistre le début d’une phase de compression N-S qui entraîne la formation de rides anticlinales E-W. De l’Aptien au Turonien, cette dynamique compressive N-S se poursuit accompagnée d’une réduction des zones de sédimentation. La fosse vocontienne accumule jusqu’à 500 m de marnes bleues et de turbidites gargasiennes dans les Baronnies et le Diois (MÉDIONI, 1984). Certaines rides émergent, notamment une large zone E-W reliant l’ancien haut-fond du Moyen-Verdon au haut-fond occitan : c’est l’isthme ou bombement durancien (BAUDRIMONT et DUBOIS, 1977 ; PHILIP et al., 1984). Dès lors ces zones émergées reçoivent des dépôts continentaux et lacustres avec le développement de latérites et de bauxites (CURNELLE et DUBOIS, 1986) et leur érosion commence. Dans le même temps, les zones de bordures enregistrent des séquences de dépôts détritiques grossiers (sables, grès, calcaires bioclastiques) dépassant 1500 m au forage de Suze-la-Rousse, au sud du bassin de Valréas (DEBRAND-PASSARD et al., 1984b). Cette évolution structurale provoque l’individualisation du bassin sub-alpin puis sa fermeture progressive. Au sud, d’abord, le bombement durancien le sépare du bassin sud-provençal ouvert à l’ouest sur la mer pyrénéo-provençale. Au nord, ensuite, le seuil dauphinois limite les échanges avec la mer de la Craie. Au Sénonien ces mouvements tectoniques entraînent l’émersion définitive du bassin, rejetant le domaine de sédimentation plus à l’est, dans la mer alpine. Du Santonien à la fin du Crétacé et jusqu’au Lutétien, l’ensemble de la région reste émergé et subit une érosion qui atteint le Barrémien. Le Paléocène et l’Eocène dans le sud-est de la France sont des périodes essentiellement continentales marquées par une forte érosion et le début d’une tectonique en distension qui entraîne une sédimentation éparse, localisée dans de petits bassins ou fossés temporaires. Les dépôts sont très variés (sables, grès, brèches, conglomérats, argiles, calcaires lacustres, évaporites) (MONTENAT, 1968 ; CAVELIER et al., 1984).  A l’Eocène supérieur (Priabonien), la tectonique en extension ouvre le rift ouesteuropéen (CAVELIER et al., 1984 ; SISSINGH, 2001). C’est un système de fossés discontinus, allongés NNE-SSW, s’étendant de la Méditerranée à la Mer du Nord (DEZES et al., 2004). La sédimentation qui s’installe durant tout l’Oligocène demeure essentiellement continentale mais les fossés enregistrent néanmoins de grandes épaisseurs, plusieurs centaines de mètres, parfois plus de mille mètres, comme dans les bassins de Valence ou de Valensole, à cause de la subsidence (ALABOUVETTE et al., 1984 ; CAVELIER et al., 1984 ; SISSINGH, 2001). Les faciès, essentiellement détritiques et évaporitiques, sont très variés (BRASSEUR, 1962 ; TRIAT et TRUC, 1972). Après la longue période continentale qui avait débuté au Crétacé supérieur, le Miocène inférieur marque le début d’une nouvelle séquence globalement transgressive (Figure 1-3) dans le bassin sub-alpin (GIGNOUX, 1950). La mer progresse par le sud, d’abord timidement, dans les dépressions laissées par l’Oligocène, puis elle s’étend progressivement aux interfluves et à l’ensemble de la région au Burdigalien (RUBINO et al., 1990). Au Miocène moyen, le sillon péri-alpin est occupé par un milieu marin continu depuis la Méditerranée jusqu’à la Bresse et la Suisse (DEMARCQ, 1970 ; DEMARCQ et al., 1984 ; SISSINGH, 1998). Quelques hauts-fonds hérités de la dynamique paléogène forment des seuils et divisent le bassin rhodano-provençal en sous-bassins juxtaposés caractérisés par une lithostratigraphie propre (DEMARCQ, 1970 ; RUBINO et al., 1990 ; BESSON, 2005). Malgré quelques mouvements régressifs au cours du Miocène, le domaine marin se maintient de façon permanente jusqu’au Tortonien. Cette mer péri-alpine reçoit les matériaux arrachés aux jeunes reliefs alpins. Les faciès rencontrés sont typiques des remplissages bioclastiques des bassins molassiques (DEMARCQ et al., 1984). On y trouve des séries conglomératiques, parfois glauconieuses à la base, des calcarénites de granulométrie variée, riches en débris coquilliers — c’est la molasse calcaire ou pierre du midi employée comme matériau de construction (PHILIPPE, 1987) — des argiles plus ou moins sableuses et micacées qui s’apparentent au faciès schlier d’Autriche (GIGNOUX, 1950) et des niveaux sabloargileux appelés safres dans le Vaucluse. L’ensemble de la série atteint une puissance de plus de 700 m au centre des sous-bassins. L’organisation stratigraphique du remplissage miocène est complexe. Il est tentant de chercher à attribuer des significations stratigraphiques aux faciès rencontrés (GIGNOUX, 1950 ; DEMARCQ, 1970, 1971) mais on se heurte à la « conclusion évidemment paradoxale d’une transgression qui arrive sur les bords d’un bassin avant d’en avoir envahi le centre » (GIGNOUX, 1950, p 605). La stratigraphie séquentielle apporte une nouvelle vision et propose un remplissage du bassin miocène rhodanoprovençal en 10 séquences de dépôt qui présentent chacune un cortège transgressif, représenté par les molasses calcaires et un cortège de haut niveau marin argilo-calcaire à argilo-sableux dominé par les vagues de beau temps ou de tempête (LESUEUR et al., 1990 ; RUBINO et al., 1990 ; CRUMEYROLLE et al., 1991 ; BESSON et al., 2005). Par la prise en compte de phases tectoniques synsédimentaires et de phases d’érosion fluviatile, cette approche permet d’expliquer des contacts anormaux par un empilement composite des dépôts, déboîtements et emboîtements se succédant (BESSON, 2005). Ces mêmes contacts étaient interprétés auparavant comme des variations latérales de faciès (GIGNOUX, 1950 ; DEMARCQ, 1970, 1971 ; FAURE, 1982).

 Tectonique

Comme l’ensemble du bassin du sud-est de la France, le bassin de Carpentras hérite des structures hercyniennes N 50°-60° E. Située entre les Pyrénées et les Alpes, cette région subit les contrecoups de la construction de ces massifs durant tout le cycle alpin. Une succession de phases distensives E-W du Trias au Jurassique supérieur puis compressives N-S durant le Crétacé provoque des rejeux de failles majeures et l’apparition de structures plissées E-W (BAUDRIMONT et DUBOIS, 1977). Ainsi au Crétacé supérieur, le bassin de Carpentras apparaît comme un panneau surélevé, coincé entre la faille de Nîmes et la faille de la Fontaine de Vaucluse-Mazan (Figure 1-5). A partir du Priabonien, une phase tectonique distensive marque le début de l’ouverture du rift cénozoïque européen. Ce régime provoque le rejeu en décrochement et en faille normale des principaux accidents mésozoïques et induit une structuration en horsts et grabens d’axe principal NE-SW (BAUDRIMONT et DUBOIS, 1977 ; CASAGRANDE, 1989 ; CHAMPION et al., 2000 ; SISSINGH, 2001 ; DEZES et al., 2004) Suit une phase compressive subméridienne sous l’effet de la poussée de l’Arc alpin qui provoque la mise en place définitive des structures E-W actuelles (axe VentouxLure, Lubéron), le soulèvement des bordures du bassin et son émersion. C’est cette dynamique de bassin d’avant-pays qui sépare le bassin de Valréas, à forte subsidence, de celui de Carpentras, à subsidence réduite, par un seuil d’axe SO-NE passant par Vaison, Propiac, Violès et Courthézon (CASAGRANDE, 1989 ; HUNEAU, 2000). Le déroulement de cette compression est controversée mais, qu’ils soutiennent des arguments en faveur d’un « intervalle de temps assez bref » (CHAMPION et al., 2000, p 81 ; SISSINGH, 2001) ou d’un « continuum de déformation du Miocène moyen au Pliocène supérieur » (CASAGRANDE, 1989, p 20), les auteurs s’accordent pour situer l’essentiel de la déformation avant le Messinien. Les interprétations de la stratigraphie séquentielle du bassin (BESSON et al., 2005) indiquent le même âge.

 Lithostratigraphie du Tertiaire du bassin de Carpentras Anté-Oligocène

La période d’érosion du Sénonien à l’Eocène moyen est particulièrement intense sur le panneau du bassin de Carpentras, entre la faille de Nîmes et celle de Fontaine-deVaucluse-Mazan. Elle rabote la surface jusqu’au Barrémien-Bédoulien. Dans le même temps, au nord de la faille de Nîmes, dans le bassin de Valréas (DEMARCQ, 1964), et à l’est de la faille de Fontaine-de-Vaucluse-Mazan, dans le bassin de Bédoin-Mormoiron (TRIAT et TRUC, 1972 ; BLANC et al., 1975b ; MONIER et al., 1987), l’érosion est moins intense et la sédimentation continentale se poursuit sous la forme de faciès d’altération (cuirasses latéritiques, sables ocreux, sables blancs) issus des grès et quartzites glauconieux albo-cénomaniens, puis d’argiles et calcaires à attapulgite (BLANC et al., 1975a). Oligocène La phase distensive de l’Oligocène amorcée dès le Priabonien dessine des aires de dépôt plus étendues constituées par les fossés d’effondrement. Les formations priaboniennes et oligocènes affleurent largement mais uniquement sur le pourtour est du bassin de Carpentras (Figure 1-6). Elles marquent nettement la limite avec le sous-bassin de Bédoin-Mormoiron. La grande variété des faciès peut être envisagée à travers trois ensembles de formations particulièrement remarquables. Un immense cône de déjection s’étale au nord de Crillon-le-Brave. Il est à cheval sur le bassin de Carpentras et celui de Bédoin-Mormoiron (TRIAT et TRUC, 1972 ; MONIER et al., 1987). Cette formation peut atteindre 200 m d’épaisseur et est constituée d’une alternance de marnes argileuses et de lentilles conglomératiques (MONIER et al., 1991). Elle se trouve en contact sur les calcaires urgoniens dans sa partie ouest (bassin de Carpentras) et sur les dépôts albo-cénomaniens et éocènes dans le bassin de BédoinMormoiron. Elle marque ainsi clairement l’intensité différente de l’érosion dans ces bassins.