Navigation – Plan du site
Articles

Les Gorges de Trévans dans le front subalpin – Un site exceptionnel des Alpes de Haute-Provence

Jean Nicod
p. 227-249

Résumés

Les canyons de Trévans sont incisés dans des unités calcaires jurassiques, dans la zone frontale subalpine, proche du piémont de Valensole. Ces reliefs sont en rapport avec les phases néotectoniques. Ce secteur fait principalement partie de la forêt domaniale du Montdenier, avec des écosystèmes montagnards et supra-méditerranéens, bois de hêtres et de chênes pubescents, large extension des brousses et d'importants reboisements en pins noirs. Les hautes surfaces conservent des traces d'un ancien aplanissement et des sols résiduels paléokarstiques. Sur les pentes, sous des escarpements démembrés, les éboulis et convois de blocs témoignent des processus périglaciaires hérités et, localement, des évènements séismiques. De nombreux processus dynamiques s'observent dans les canyons : éboulements provenant des parois affectées des effets de détente, coups de gouge et marmites de géant dans leur fond excavé par les écoulements turbulents dans les cascades… et le Pont de Tuf.

Haut de page

Texte intégral

I - Introduction

1Connu sous le nom de Gorges de Trévans, il s'agit d'un ensemble de petits canyons qui entaillent les unités calcaires du front subalpin, au nord du Serre de Montdenier, entre la vallée de l'Asse et le Grand Canyon du Verdon. Ces profondes coupures sont incisées dans un dispositif structural très complexe et tectoniquement actif. Le cadre est magnifique, dans la partie nord de la forêt domaniale du Montdenier. En raison de la variété des écosystèmes, ce secteur des gorges est classé en réserve biologique gérée par l'Office National des Forêts (ONF), en accord avec le Parc Naturel Régional du Verdon. Chemins et sentiers, passerelles sur les cours d'eau permettent un accès facile aux divers sites.

II - Un dispositif structural particulièrement complexe

2Le secteur des gorges est dominé par les hauts reliefs calcaires du front subalpin (Fig. 1, Photo 1) : au nord, le grand escarpement de chevauchement de la Montagne de Beynes (1600 m) ; à sa suite, à l'est, après la coupure du Pas d'Escale, celui de Quarton (1181 m) ; au sud, le sommet à 1297 m d'altitude à l'extrémité nord de La Maline, le mont de Côte Chaude (1233 m) et le plateau de l'Huby. Les deux cours d'eau, l'Estoublaisse et son affluent le Cuvion sont encaissés de plus de 500 m dans ce système (la passerelle à l'entrée aval des gorges est à la cote 601 m).

Figure 1 - Carte de situation des Gorges de Trévans dans le cadre du front subalpin.

Figure 1 - Carte de situation des Gorges de Trévans dans le cadre du front subalpin.

Photo 1 - Panorama d'ensemble des Gorges de Trévans, vues vers l'est, pris du belvédère au nord de Côte Chaude. [Cliché : J. NICOD, 2006]

Photo 1 - Panorama d'ensemble des Gorges de Trévans, vues vers l'est, pris du belvédère au nord de Côte Chaude. [Cliché : J. NICOD, 2006]

Au 1er plan, à gauche, le mont isolé, pli-faille de la Chapelle Saint-André (900 m). Au 2ème plan : à droite, l'escarpement de Quarton (1181 m), dominant le ravin du Pas d'Escale et la vallée forestière de l'Estoublaisse ; à gauche, la Montagne de Beynes ; au delà du Pas de l'Escale, le synclinal de Majastres.

1 ) Puissance de la série carbonatée mésozoïque

3L'ensemble du Jurassique est d'affinité provençale, en prolongement des ensembles calcaires du Grand Canyon du Verdon (J. GOGUEL, 1936 ; G. MENNESSIER, 1964 ; P.C. de GRACIANSKY et al., 1982). Surmontée des calcaires lités du Berriasien, la puissante série calcaire du Jurassique supérieur (Kimméridgien-Portlandien, plus de 300 m) arme les massifs et constitue les escarpements. Le Jurassique moyen est très épais lui-aussi et localement plissoté et dysharmonique ; constitué surtout par des calcaires lités et/ou marneux, il forme les pentes. Les dolomies du Lias n'affleurent que dans de profondes vallées (Valbonnette). Quelques affleurements du Trias argilo-gypseux, parfois diapiriques, jalonnent les failles majeures et chevauchantes.

4Les marnes du Crétacé inférieur sont présentes au nord du secteur des Gorges de Trévans, surtout sous le chevauchement de la montagne de Beynes. À l'est, elles sont largement étendues dans le synclinal de Majastres. Quelques modestes couches calcaires sont intercalées dans l'ensemble marneux, comme celle du Barrémien du petit plateau de la ferme de La Croix, au nord des gorges, qui est affectée de plissotements très spectaculaires (Photo 2).

Photo 2 - Plissement des calcaires lités du Barrémien constituant la corniche du petit plateau de la ferme ruinée de La Croix, à la cote IGN 831 m. [Cliché : J. NICOD, 1998]

Photo 2 - Plissement des calcaires lités du Barrémien constituant la corniche du petit plateau de la ferme ruinée de La Croix, à la cote IGN 831 m. [Cliché : J. NICOD, 1998]

2 ) Les unités du front subalpin

5Le front subalpin dans le secteur des Gorges de Trévans se décompose en un système d'écailles : ce sont les quatre unités de la série mésozoïque parautochtone, chevauchant vers le bassin de Valensole, disposées successivement d'est en ouest (Fig. 2) :

  • le chevauchement principal de Quarton prolonge celui de la Montagne de Beynes au sud du Pas d'Escale (voir Photo 1) ; l'escarpement est constitué de l'ensemble de la série jurassique, des dolomies du Lias aux calcaires massifs du Portlandien qui arment la corniche, les calcaires lités du Berriasien formant le revers ; la terminaison nord de La Maline lui fait suite ;

  • l'écaille intermédiaire de Valbonnette et de Marachare, très tectonisée (voir infra, § 4-b) ;

  • l'unité de Côte Chaude, caractérisée par un large voussoir de calcaires jurassiques ; au nord-nord.est, elle se termine en coin avec le petit anticlinal coffré de la Chapelle Saint-André et, à l'ouest, par un chevauchement sinueux marqué par quelques affleurements de la semelle de Trias argilo-gypseux ;

  • l'unité externe de Sainte-Madeleine, chevauchant les conglomérats néogènes de Valensole, prolongée au sud par l'escarpement de l'Huby (Photo 3).

Figure 2 - Bloc-diagramme du secteur nord des gorges, orienté nord-nord.ouest (à partir de P.C. de GRACIANSKY et al., 1982, figure 10).

Figure 2 - Bloc-diagramme du secteur nord des gorges, orienté nord-nord.ouest (à partir de P.C. de GRACIANSKY et al., 1982, figure 10).

Photo 3 - Le front subalpin : escarpement de chevauchement de l'Huby, face à St-Jurs (vu de la route forestière). [Cliché : J. NICOD, 1993]

Photo 3 - Le front subalpin : escarpement de chevauchement de l'Huby, face à St-Jurs (vu de la route forestière). [Cliché : J. NICOD, 1993]

Extrême fracturation des calcaires jurassiques, chevrons et clochetons ; talus dans les marnes valanginiennes chevauchées.

6Un système de failles est-ouest, suivi par les gorges inférieures du Cuvion et de l'Estoublaisse, décroche ces unités vers l'ouest par rapport à la Montagne de Beynes. Dans les calcaires du Jurassique supérieur, d'importantes zones de broyage sont en relation avec les accidents chevauchants et transverses ; elles ont été exploitées par les processus karstiques, cryoclastiques et localement par l'incision des cours d'eau.

3 ) La position des cours d'eau dans le dispositif structural

7Bien que l'ensemble du réseau hydrographique, avec ses profonds canyons, soit inadapté à la structure, dans le détail certains tronçons exploitent des zones de faiblesse liées à des accidents tectoniques.

8L'Estoublaisse provient du synclinal de Majastres, où elle est alimentée par le ruissellement et quelques sources. Elle coupe en biais l'unité de Quarton : c'est le canyon du Pont de Tuf, dont le nom est donné par une forme dégagée dans une accumulation travertineuse édifiée par l'exsurgence karstique la plus importante du secteur. Au niveau de l'abri de Valbonnette et jusqu'au pied de la chapelle Saint-André, sa vallée excavée dans les dolomies liasiques est plus spacieuse. Elle coupe ensuite l'extrémité nord de l'unité de Côte Chaude par un profond canyon à coudes multiples, entaillé successivement dans l'anticlinal coffré de la Chapelle Saint-André, puis dans un monoclinal de calcaires jurassiques à fort pendage est. La vallée de direction sud-nord du torrent de Mayaiche, affluent amont de l'Estoublaisse près de Valbonnette, a exploité le contact tectonisé entre les unités de Quarton et de Marachare (Photo 4 ; voir Fig. 2).

Photo 4 - Panorama d'ensemble des Gorges de Trévans, vues vers le sud, pris d'un virage de la D 17 (cote IGN 778 m). [Cliché : J. NICOD, 2000] 

Photo 4 - Panorama d'ensemble des Gorges de Trévans, vues vers le sud, pris d'un virage de la D 17 (cote IGN 778 m). [Cliché : J. NICOD, 2000] 

En arrière plan, vers la gauche de la photo, entre les hauteurs de La Maline (à gauche) et de Marachare (à droite), se trouve la vallée du torrent de Mayaiche.

9Le Cuvion (ou Clovion) vient de la partie nord du synclinal de Majastres et franchit l'escarpement de chevauchement de Beynes-Quarton par une cluse ou clue – le Pas d'Escale – située sur un abaissement d'axe. À une vallée déblayée dans les dolomies liasiques succède la double percée en trait de scie dans les calcaires du pli coffré de la chapelle Saint-André, à l'extrémité nord de l'unité de Côte Chaude (voir infra, § V-2). Ces gorges du Cuvion et celle de l'Estoublaisse aval, du confluent jusqu'à la passerelle à la cote 601 m, sont en rapport avec les accidents décrochants est-ouest qui marquent la terminaison septentrionale de l'unité de Côte Chaude. C'est un secteur tectonisé complexe : couches très redressées déterminant une grande lame de calcaires berriasiens ; escarpement de faille au nord du saut du Cuvion, avec un miroir de faille bien dégagé au-dessus du sentier de Saint-André, dans la montée (voir infra, § V-2 et Photo 7).

III - Les étapes du creusement des gorges

10Bien qu'il n'y ait pas eu jusqu'à présent d'étude appuyée sur des arguments locaux, on peut tenter d'établir un scénario en tenant compte des travaux publiés sur l'évolution du front subalpin et la sédimentation dans la fosse de Valensole :

  • Au Miocène supérieur, ce secteur de la fosse au voisinage de Trévans reçoit les apports détritiques d'une paléo-Asse, dont le tracé, d'après l'agencement du matériel, correspondrait à un passage direct axé sur le Pas d'Escale (P.C. de GRACIANSKY et al., 1982, figure 17, d'après P. GIGOT). À cette époque, les grandes unités chevauchantes ne sont qu'ébauchées.

  • La phase décisive de mise en place du front subalpin se situe au Pléistocène inférieur d'après des arguments tirés du secteur de Saint-Jurs à Moustiers : témoignages du plissement des travertins de Ségriès (H. de LAPPARENT, 1938 ; B. BLAVOUX et al., 1999) et de la brèche au débouché du ravin de Balène discordante sur les barres de travertins tronquées (G. CLAUZON, 1982). Sur le piémont de Valensole, à l'ouest de Saint-Jurs, la "Plaine" de Vaudestable est un cône torrentiel marquant le sommet de l'accumulation détritique correspondant aux conditions climatiques du Pléistocène inférieur (M. DUBAR et al., 1998). Ce cône a été séparé de son bassin d'alimentation montagneux par l'évidement du ravin de Grais, dans le matériel argilo-conglomératique de la formation de Valensole en bordure du chevauchement de l'Huby. C'est à cette époque que l'Estoublaisse et ses affluents s'enfoncent profondément dans les unités carbonatées, par antécédence souvent dirigée par les accidents précités (voir infra, Fig. 3).

  • La haute terrasse de l'Estoublaisse, à l'ouest de Trévans (cote 704 m), marque une étape importante dans le creusement. Depuis, la vallée s'est encaissée de plus de 90 m et on peut mettre en rapport l'incision des deux cours d'eaux en amont immédiat de leur confluent : la gorge en trait de scie du Cuvion aval et la section cascadante sud-nord de l'Estoublaisse. Ces sites posent le problème du rejeu éventuel de l'anticlinal coffré de Saint-André.

  • Car le front montagneux est toujours tectoniquement actif d'après les quelques indications suivantes dans les secteurs voisins : rejeu du Cousson, entre l'Asse et la Bléone, au Quaternaire moyen, enregistré par la formation des Fontaines, au sud de Digne (M. JORDA, et al. 1992) ; sismotectonique du secteur (J.M. RITZ, 1992) ; jeu de l'accident chevauchant de la montagne de Beynes en décrochement dextre ; séisme de Beynes de 1863.

IV - La couverture végétale

11C'est à la fois un élément essentiel des paysages et un facteur de l'évolution récente et actuelle des pentes et du système hydrologique. Dans l'ensemble, le secteur des gorges de Trévans est caractérisé par l'importance des espaces forestiers dans l'étage montagnard et par l'extension historique des formations dégradées, en voie de réduction par les reboisements de l'ONF. Toutefois la couverture végétale est loin d'être homogène, en relation avec de multiples facteurs :

  • d'ordre topographique : altitude et exposition ;

  • d'ordre climatique : climat méditerranéo-montagnard, avec aridité estivale marquée, et héritages paléoclimatiques ;

  • d'ordre géologique et pédologique : nature et extension des affleurements rocheux (calcaires et dolomitiques, marnes érodées), des éboulis et dépôts de pente, sols et paléosols ;

  • d'ordre anthropique : héritage des exploitations anciennes des bois, extension du pastoralisme, reboisements effectués par les Eaux et Forêts puis l'ONF au fur et à mesure des acquisitions de terrain.

1 ) Les conditions climatiques et édaphiques

12Dans l'ensemble, le climat du secteur des Gorges de Trévans est de type méditerranéo-montagnard, avec prédominance des précipitations d'automne et de printemps et une aridité estivale tempérée par la part importante des orages d'été (isohyète pour les 3 mois juin-juillet août de 170 mm – A. DOUGUÉDROIT, 1976, p. 249). Certes, les précipitations annuelles apparaissent médiocres suivant les mesures pluviométriques : Saint-Jurs, à 900 m d'altitude, ne reçoit que 711 mm/an (moyenne 1963-1989, C. NEVIÈRE, 1991), mais cette station est en position d'abri des vents du sud-est. Les cartes pluviométriques indiquent des précipitations de l'ordre du mètre sur les hauts reliefs, Serre de Montdenier et Chiran, où l'enneigement hivernal est important et prolongé certaines années.

13Les sols sont généralement carbonatés, caillouteux sur les calcaires marqués par l'héritage périglaciaire et squelettiques sur les marnes érodées par le ruissellement. Sur les pentes, sur les éboulis stabilisés sous la hêtraie, des sols noirs du type rendzine ont puse développer. Sur les hautes surfaces, des sols bruns relativement épais (bien visibles lors des opérations de reboisement de Côte Chaude) se sont développés à partir des cryoclastes et des fines des interlits. Localement on observe quelques sols rouges décarbonatés (fersialsols), ou terra rossa, résultant de l'évolution des surfaces karstiques (Photo 5). Pour les sols forestiers, la montagne de Lure offre des éléments de comparaison utiles (D. NOVALS et M. JAPIOT, 1996).

Photo 5 - Bois de pins sur un paléosol rouge au niveau d'une brèche de faille karstifiée dans un virage de la piste forestière au nord-nord.est de Marachare (cote IGN 1290 m). [Cliché : J. NICOD, 2004] 

Photo 5 - Bois de pins sur un paléosol rouge au niveau d'une brèche de faille karstifiée dans un virage de la piste forestière au nord-nord.est de Marachare (cote IGN 1290 m). [Cliché : J. NICOD, 2004] 

14Et l'on n'oubliera pas que les chênes pubescents, par leur enracinement profond, peuvent, en été, profiter de l'humidité des dépôts résiduels et des paléosols piégés dans les fentes karstiques. Ainsi la diversité des pentes et des sols contribue, dans le détail, à la complexité de la mosaïque de la végétation, commandée en premier lieu par les paramètres bioclimatiques.

2 ) L'étagement des formations végétales et des écosystèmes

15On peut esquisser leur répartition actuelle d'après les travaux de P. OZENDAet al. (1970) et A. DOUGUÉDROIT (1976) complétés par nos propres observations. À des altitudes voisines de 1000 m, c'est la série mésophile du hêtre qui caractérise l'étage montagnard. Mais la hêtraie elle-même ne s'est maintenue que sur les hautes pentes en position d'ubac (secteur de la Faye sur le versant nord-est du Serre de Montdenier, versant nord-est de La Maline) et dans la vallée profonde du torrent de Mayaiche, au sud de Valbonnette (voir Photo 4). Les bois de chênes pubescents, les blaches, typiques de l'étage du Querceto-buxetum sub-méditerranéen, sont largement étendus sur le versant occidental de l'Huby, profitant des sols argileux des formations de pente, spécialement celles remaniant des marnes et la formation de Valensole. Quelques îlots subsistent dans les gorges. Souvent, comme sur Quarton, ce sont de vieux chênes ébranchés, car les chênaies ont été restreintes par l'exploitation multiséculaire. Les formes de dégradation, matorrals et landes, sont nombreuses, réparties en fonction des conditions édaphiques, les buxaies sur les calcaires, les lavandaies et les pelouses à Bromus erectus ailleurs.

16Bien que semi caractéristique de l'étage sub-méditerranéen, le pin sylvestre est aussi présent en altitude. C'est une espèce conquérante, qui colonise les éboulis et reboise les landes. Toutefois, pour les reboisements, on a préféré le Pin noir d'Autriche et essayé le cèdre et le mélèze. Aussi, bien qu'intégrée dans la partie septentrionale de la forêt domaniale de Montdenier, la couverture végétale du secteur des gorges reste une mosaïque, avec une grande variété de biotopes. Les adrets les plus secs sont le domaine du matorral à genévrier rouge (Juniperus phoenicea), espèce plus thermophile ; les parois des canyons et leurs anfractuosités abritent de nombreuses espèces, certaines endémiques (fougère scolopendre, orchidée de Spitzel) ; et les bords des ruisseaux offrent une dense ripisylve. Cette grande biodiversité résulte d'une longue évolution, depuis le Post-glaciaire.

3 ) L'évolution des écosystèmes, du Post-glaciaire à l'Histoire

17D'une manière générale, dans les chaînes subalpines voisines, dès le Préboréal, la reconquête végétale s'est effectuée avec une large extension des pinèdes de pins sylvestres. Puis, au cours du Boréal, c'est la progression de la chênaie caducifoliée et des espèces thermophiles. Au nord de la montagne de Montdenier, nous avons le témoignage des travertins du haut vallon de Mouresse.

18Les analyses effectuées sur le second barrage de tuf, à 1300 m d'altitude près de Bougès (S2 de C. NEVIÈRE, 1992, 1996), maintenant incisé, a permis grâce à ses nombreuses empreintes foliaires de recenser quelques espèces typiques des formations végétales avoisinantes au début de l'Atlantique, entre 9780 ± 200 et 8580 ± 50 BP (P. ROIRON et al., 2006). Il s'agit déjà, dans ce secteur, d'une mosaïque associant des bois de chênes blancs (Quercus pubescens et son cortège floristique à Acer opalus, Sorbus aria, Tilia sp.), des pins sylvestres sur les pentes rocheuses, des espèces thermophiles (buissons de Berberis vulgaris, Amelanchier ovalis…) et une riche ripisylve de peupliers et de saules. Dans le barrage S3 situé en aval, à côté du réservoir vers 1025 m d'altitude, la présence d'un lit sablo-détritique, avec des charbons de bois datés 8600 cal. BP, traduit l'ouverture du milieu et l'érosion des versants (C. NEVIÈRE, 1996). Le buis n'est pas présent dans le tuf : il ne serait apparu que plus tard, en relation avec la dégradation des chênaies, à partir de 7000 BP d'après les indications fournies sur d'autres sites de Provence (P. ROIRON et al., 2006).

4 ) L'évolution récente (XIXème-XXème siècles) de la couverture végétale dans le secteur de Majastres et de Trévans

19L'importance des activités agro-pastorales d'altitude depuis le Moyen-Âge est attestée par les indications palynologiques de la tourbière de Bougès, un des biotopes humides les plus intéressants des Alpes du Sud (barrage de tuf S1 non incisé à 1350 m d'altitude). Cette tourbière est d'un grand intérêt floristique par ses molinies et ses roseaux, dont Carex limosa, espèce endémique protégée. Pour cette raison, ce site, retenu au titre de NATURA 2000, vient d'être classé comme réserve biologique (2010).

20L'accroissement de la pression agro-pastorale est en rapport avec la progression de l'occupation humaine, illustrée par la fondation au XIIIème siècle de l'abbaye de Saint-André-du-Désert sur son site escarpé. Aux XVII-XVIIIème siècles, à Trévans comme dans toute la région, les doléances abondent sur la ruine des forêts, les méfaits des chèvres et les progrès de l'érosion (J. CAZÈRES, 2002), encore que dans l'extension de la torrentialité il faille faire la part de la crise du Petit Âge Glaciaire (M. JORDA, 1985, 1993 ; M. JORDA et al., 2002).

21À l'aube du XIXème siècle, ce secteur du département des Basses-Alpes, dit du "Bloc de Majastres", est encore relativement peuplé, malgré les difficultés inhérentes à son relief. Dans le cadre de l'économie agro-pastorale de moyenne montagne méditerranéenne, les landes sont très étendues, car terrain de parcours des nombreux troupeaux d'ovins et de chèvres, et les forêts de chênes et de hêtres sont activement exploitées. Les emblavures sont limitées à quelques secteurs, en rapport avec des fermes dispersées au nord de Trévans et dans le val de Majastres ; ces terrains, sur les marnes et les formations de pente, sont affectés par la progression des roubines (J..L BALLAIS, 1999). La déprise humaine, lente au cours du XIXème siècle, s'est accélérée après 1891 : le "Bloc de Majastres" est devenu un secteur-type de "déchéance massive" (R. BLANCHARD, 1945, p. 489). Deux villages (Le Poil et Lévens) et un hameau (Valbonnette) ont été abandonnés, de nombreuses fermes sont en ruines et finalement la commune de Trévans, dont 75 % de la surface était boisée, a été rattachée à celle d'Estoublon en 1973. En effet, la loi de 1862, remaniée en 1886, puis la création des services RTM (Restauration des Terrains en Montagne), permirent à l'administration des Eaux et Forêts (devenue l'ONF) d'acheter les friches. Dès 1913 sur la commune de Trévans (suite au projet de restauration de 1904), 397 ha sont en cours de reboisement (J. CAZÈRES, 2002). C'est ainsi que la forêt domaniale du Montdenier s'est étendue, et que celle du Suy a progressivement grignoté les terres abandonnées sur les pentes au-dessus de Trévans et sur le revers de Quarton. Dans le but de diminuer l'impact des crues (F. COMBES et al., 1995), de nombreux reboisements ont été effectués en pin noir d'Autriche, essence plus intéressante que le pin sylvestre, et quelques-uns en cèdre et en mélèze (conifère des Alpes internes, implanté dans le haut vallon de Turquet). Actuellement la pinède de pins noirs, avec un sous-bois de buis, couvre de larges étendues. Les surfaces nues et ravinées sont limitées à quelques secteurs marneux en forte pente, comme sur le versant nord de la vallée du Cuvion, entre Trévans et le Pas de l'Escale, et à quelques entailles torrentielles sur le rebord de la formation de Valensole et dans le val de Majastres.

V - Le géomorphosite

22C'est le caractère des hauts reliefs, dans lesquels les gorges de Trévans sont encaissées et dominées par de grands escarpements, qui constitue l'attrait majeur de ce géomorphosite.

1 ) Les hauts reliefs calcaires

23Certains des massifs, constitués par les calcaires du Jurassique supérieur (voir Fig. 2), conservent des traces des paléomorphologies tertiaires antérieures à leur incision (Fig. 3), analogues à celles identifiées au nord du Grand Canyon du Verdon (J. NICOD, 1988, 1992) et significatives des exhaussements et déformations tectoniques comme en Basse-Provence (J.J. BLANC, 1992-b). C'est le cas de "La Plaine" de l'Huby et de la surface d'aplanissement déformée de Marachare. Quelques dolines et poches de terra rossa marquent des traces de karstification anciennes, le double bogaz de Marachare (cote 1289 m) et les cavités comblées et recoupées du vallon des Béluguettes sont les plus importantes (Photo 6). D'autres surfaces ont un caractère structural, tel le revers de Quarton. Les grands escarpements de chevauchement, Montagne de Beynes, Quarton, La Maline, le rebord ouest de Côte Chaude, sont des formes structurales majeures, avec leurs corniches constituées par les calcaires en bancs massifs du Kimméridgien-Portlandien. Ces corniches ont été affectées par les processus de détente, de cryoclastie et de nivation, surtout au cours des phases froides du Quaternaire, et de dissolution, déterminant couloirs et clochetons. En dessous, les talus, entaillés dans les calcaires finement lités et les marno-calcaires, constituent des versants réglés typiques (J. NICOD, 1992), plus ou moins recouverts de tabliers d'éboulis, d'origine périglaciaire, localement réactivés dans les secteurs déboisés.

Figure 3 - Carte géomorphologique du secteur des Gorges de Trévans dans le contexte du front subalpin.

Figure 3 - Carte géomorphologique du secteur des Gorges de Trévans dans le contexte du front subalpin.

Photo 6 - Paléokarst dans le vallon des Béluguettes. [Cliché : J. NICOD, 1999]

Photo 6 - Paléokarst dans le vallon des Béluguettes. [Cliché : J. NICOD, 1999]

Cavités recoupées dans une barre de calcaires jurassiques. Chemin de l'Abri de Trévans, dans la cluse au nord de la cote 978 m.

24Un site spectaculaire est celui du "piton" de la chapelle de Saint-André (à 900 m d'altitude) : pli-faille coffré de calcaires portlandiens, isolé par le creusement des canyons et affecté sur son versant occidental par le décollement des strates très redressées des calcaires berriasiens. Au nord de l'entaille du Cuvion, le piémont de la montagne de Beynes offre un ensemble complexe d'anciens dépôts périglaciaires remaniés, incorporant des blocs éboulés et localement soliflués : glacis détritiques réalisés en période humide, donnant un paysage assez semblable à celui au pied de la Barre de Dourbes, au sud de Digne (M. JORDA, 1976). Enfin, au nord-ouest, le plan dit "Plaine de la Condamine", perché à environ 800 m d'altitude au-dessus de la vallée de l'Estoublaisse, constitue un élément géomorphologique original par sa corniche segmentée en chicots et son semis de blocs éboulés provenant de l'escarpement occidental de Côte Chaude.

25La chapelle de Saint-André faisait partie d'un monastère des Carmes, situé "dans un quartier montueux et très escarpé" (J.M. FÉRAUD, 1844). Comme les "religionnaires" (protestants) s'en étaient emparés, il fut détruit en 1575 par le Comte de Carcès.

2 ) Les gorges et leurs cascades

26Dans l'ensemble, le réseau hydrographique est de caractère antécédent, mais certains éléments au cours de leur creusement se sont adaptés aux accidents tectoniques (suivant les failles en exploitant leurs zones brèchiques) et aux conditions lithologiques. C'est ainsi que le torrent de Mayaiche (vallon de Valbonnette – Fig. 4) et celui des Béluguettes ont creusé leurs vallées dans les zones fragiles, très tectonisées, dans les calcaires finement lités et plissotés, les dolomies liasiques et le Trias argilo-gypseux (de plus, c'est un dispositif qui détermine des sources).

Figure 4 - Coupe géologique par Valbonnette et Pont de Tuf.

Figure 4 - Coupe géologique par Valbonnette et Pont de Tuf.

27Les gorges, surtout resserrées dans les calcaires du Jurassique supérieur, sont discontinues en fonction des conditions structurales. En amont de l'Estoublaisse, c'est le canyon du Pont de Tuf, dans un système d'allure monoclinale, aux hautes corniches disloquées (Photo 7), avec des cascades, dont l'une présente des oules, ou marmites de géant, dissymétriques.

Photo 7 - Le canyon de l'Estoublaisse au voisinage du Pont de Tuf (vue prise en amont). [Cliché : J. NICOD, 1993]

Photo 7 - Le canyon de l'Estoublaisse au voisinage du Pont de Tuf (vue prise en amont). [Cliché : J. NICOD, 1993]

Structure monoclinale, dans les calcaires du Jurassique supérieur (voirFig. 4). Haute corniche de l'éperon nord de La Maline, disloquée par le développement des ravins sur les accidents transverses. Lambeaux de hêtraie et éboulis réactivés en haut à droite.

28En aval, après le petit bassin de Valbonnette, le torrent contourne le "piton" de Saint-André par un second canyon en coudes successifs, déterminés par des failles, avec de nombreuses cascades, (Photo 8). Son affluent le Cuvion sort du val de Majastres par la clue du Pas d'Escale, située sur un abaissement d'axe : c'est une gorge en forte pente, à chutes et marmites multiples. Il rejoint l'Estoublaisse par une double percée dans les calcaires du Jurassique supérieur au nord du pli coffré de Saint-André. La seconde est une incision quasi-verticale dans une lame de calcaire portlandien : le torrent s'y précipite en un saut spectaculaire et sculpte des coups de gouge sur ses parois (Photo 9). Dans ce secteur, le Cuvion, ainsi que les gorges de l'Estoublaisse en aval du confluent, sont orientés par les accidents est-ouest en décrochement du système des unités chevauchantes. Un remarquable miroir de la faille nord, récemment dégagé des brèches, est visible près du sentier au-dessus de la percée verticale du Cuvion (Photo 10).

Photo 8 - Le mont de Saint-André (à droite), pli-faille (la flèche signale les ruines de la chapelle) et le canyon de l'Estoublaisse, vus depuis le sommet de Quarton. [Cliché : J. NICOD, 2000]

Photo 8 - Le mont de Saint-André (à droite), pli-faille (la flèche signale les ruines de la chapelle) et le canyon de l'Estoublaisse, vus depuis le sommet de Quarton. [Cliché : J. NICOD, 2000]

Au deuxièmeplan, les pentes de Trévans et la haute terrasse sur le versant de la Jallière dans la formation de Valensole. Cette photo est le contre-plan de la photo 1.

Photo 9 - Le Saut du Cuvion, incision verticale dans les calcaires jurassiques en pendage nord, sur la retombée nord du mont de la chapelle Saint-André. [Cliché : J. NICOD, 2010]

Photo 9 - Le Saut du Cuvion, incision verticale dans les calcaires jurassiques en pendage nord, sur la retombée nord du mont de la chapelle Saint-André. [Cliché : J. NICOD, 2010]

Photo 10 - Miroir de faille dégagé des brèches. [Cliché : J. NICOD, 1999]

Photo 10 - Miroir de faille dégagé des brèches. [Cliché : J. NICOD, 1999]

Faille est-ouest donnant un escarpement de faille typique au-dessus de la gorge du Cuvion(sentier du ravin du Pas d'Escale). Calcaires du Jurassique supérieur, lapiés de mur (Wandkarren) peu marqués indiquant le dégagement récent du miroir de faille.

29Quelques grottes perchées, comme celle près du sentier sur le versant sud de Saint-André, marquent le recoupement des anciennes circulations karstiques étagées. Dans les canyons, des baumes de paroi et des marmites de géant (les cuves à l'origine du nom du petit cours d'eau) témoignent de la puissance des actions hydrodynamiques, auxquelles contribuent les blocs éboulés des parois ou provenant des ravines.

3 ) Le Pont de Tuf

30Ce pont naturel (Photo 11) a été cité dès le début du XXème siècle dans un guide sur les Alpes de Provence (G. TARDIEU, 1912). Il est situé dans un secteur très resserré du canyon amont de l'Estoublaisse et particulièrement facturé : champ de faille est-nord-est - ouest-sud-ouest exploité par la reculée du ravin de Feston et déterminant l'éperon triangulaire de rive gauche dans l'unité de La Maline (voir Fig. 3 et Photo 7). Une source karstique en rive droite, à une dizaine de mètres au-dessus du lit actuel, a formé une construction de tuf en surplomb, du type cron (nom commun dans le Nord de la France), qui a rejoint la paroi opposée. Des accumulations algo-bryophytiques en concrétionnement actif près de l'émergence témoignent de la permanence du processus ; l'humidité ambiante entretient une dense végétation hygrophile qui, par absorption du CO2, contribue à la précipitation du carbonate de calcium.

Photo 11 - Le Pont de Tuf vu de l'amont. [Cliché : J. NICOD, 2010]

Photo 11 - Le Pont de Tuf vu de l'amont. [Cliché : J. NICOD, 2010]

VI - Le secteur des Gorges de Trévans témoin d'une grande activité morphogénétique

31L'activité morphogénétique est marquée, dans de nombreux secteurs, par les ravins et les éboulements. Les actions hydromécaniques dans les gorges sont en rapport avec l'activité torrentielle, tandis que des blocs éboulés peuvent témoigner des récurrences de l'activité tectonique.

1 ) Diversité et intensité des actions morphogénétiques sur les versants

32Dans les secteurs marneux et argileux (marnes et calcaires marneux du Crétacé inférieur, argiles gypseuses du Trias), les ravinements sont souvent actifs : exemple des roubines sur le versant nord de la vallée du Cuvion, en contrebas de la D 17. D'autres, comme au vallon de Turquet, ont été restreints grâce aux opérations de reboisement. Des formations de pente, d'origine périglaciaire, reposant sur ces types de terrain, sont affectées par des mouvements de solifluxion, lesquels sont généralisés sur le versant sud-ouest de la Montagne de Beynes.

33Certains secteurs calcaires sont très vulnérables. Leurs bancs, déjà fragilisés par les actions tectoniques, ont subi l'effet de détente consécutif au creusement des canyons et sont affectés localement par la dissolution au niveau des diaclases et des interlits. De plus, ils ont été et sont victimes des actions externes : phases périglaciaires, effets actuels des alternances saisonnières gel-dégel, du ruissellement, des racines des arbres et arbustes... C'est particulièrement le cas des versants raides taillés dans des bancs calcaires à interlits marneux et des parois dans des couches très redressées, comme dans le secteur des lames calcaires du canyon de l'Estoublaisse en amont du confluent du Cuvion. Dans ce secteur, la karstification au niveau des interlits et la présence de baumes contribuent à l'instabilité, comme à la base de la paroi en rive droite de cette gorge (processus facilement observable depuis le sentier à proximité de la passerelle – Photo 12). Un peu partout, des blocs se détachent et dégringolent dans les ravins ou chutent directement dans le lit des torrents, créant des embâcles. La corniche occidentale de Côte Chaude, constituée par les bancs massifs des calcaires du Jurassique supérieur, est disloquée en blocs bréchifiés cimentés par de la calcite. Certains éléments sont affectés de mouvements de masse (fentes ouvertes, couloir près de la cote 1121 m). Cette corniche alimente des éboulements répétitifs, soit localisés, comme celui intervenu en 2010 dans le vallon des Béluguettes, où des blocs ont envahi le peuplement forestier jusqu'au chemin (observations et documents inédits de Philippe FAVRE), soit généralisés, sur le plateau de la Condamine, avec un tablier d'éboulis périglaciaires et des blocs épars d'origine probablement séismique.

Photo 12 - Baume de paroi et dislocation des bancs calcaires dans le canyon de l'Estoublaisse, en rive droite, immédiatement à l'amont du confluent du Cuvion et de la passerelle. [Cliché : J. NICOD, 2010]

Photo 12 - Baume de paroi et dislocation des bancs calcaires dans le canyon de l'Estoublaisse, en rive droite, immédiatement à l'amont du confluent du Cuvion et de la passerelle. [Cliché : J. NICOD, 2010]

2 ) Problème de l'activité sismo-tectonique

34Le secteur de Trévans est situé dans une zone sismo-tectonique active du front de chevauchement des unités subalpines bien connue plus au nord sur le site des Fontaines près de Digne (M. JORDA et al., 1988). La Montagne de Beynes joue en coulissement vers le sud et le secteur des gorges et de l'Huby en décrochement vers l'ouest (P.C. de GRACIANSKY et al., 1982, figure 9 : "Mécanisme des décrochements dans la région de Châteauredon-Trévans"). Cette activité tectonique est attestée par le séisme de Beynes du 9 ou 10 juin 1863, d'une intensité de VII-VIII sur l'échelle MSK, d'après les dégâts immobiliers dans cette localité et les chutes de blocs : "à Mézel… quelques lézardes dans les murs, à Beynes des toitures renversées… murailles écroulées, des rochers énormes ont été décrochés et précipités dans les champs" (Le Messager de Provence, édition du 9 juillet 1863, cité par B. CADIOT in J. VOGT, 1979, p. 113).

35Il serait intéressant de savoir si certains chaos dans les gorges et blocs épars sur le plateau de la Condamine datent de cet événement.

3 ) L'activité torrentielle

36Les deux cours d'eau principaux sont issus du val de Majastres, dominé par les hautes chaînes, dont le Chiran (1909 m). La majeure partie de leurs bassins en amont des gorges est située dans des terrains marneux et il en est de même des petits cours d'eau temporaires de rive droite du Cuvion en aval du Pas d'Escale. Ce sont des conditions favorables aux écoulements torrentiels lors des averses méditerranéennes et des orages d'été. Les pentes des lits des deux cours d'eau principaux sont très accentuées dans les secteurs en canyons avec de multiples cascades (Fig. 5). La combinaison des trois facteurs : débits instantanés élevés, forte turbidité en provenance des bad-lands d'amont et lits resserrés en forte pente conditionnent l'intensité des actions érosives dans le fond des canyons, accrues par la présence des blocs éboulés et les embâcles de bois flottés.

Figure 5 - Profil des deux cours d'eau principaux.

Figure 5 - Profil des deux cours d'eau principaux.

37Sur le versant méridional de la montagne de Beynes, l'incision des têtes de roubine dans les marnes s'est vraisemblablement développée au cours de l'Atlantique, en fonction de l'ouverture du milieu, suivant les données régionales : témoignage du site S3 du vallon de Mouresse (voir supra, § IV-3.) et système torrentiel du ruisseau de La Blache, au sud de Digne, daté de 6350 ± 150 BP (M. JORDA, 1985). L'activité torrentielle dans les gorges est attestée à Trévans aux XVIIème-XVIIIème siècles par l'arrachement des ponts et des passerelles (J. CAZÈRES, 2002). Récemment, des crues importantes se sont encore produites : celle due à l'orage du 8 septembre 1994 (précipitations de 70 mm à Saint-Jurs et de 107 mm à Entrages) a arraché la passerelle sur l'Estoublaisse du sentier près du confluent du Cuvion et occasionné divers dégâts en aval.

38Cette crue a notamment provoqué la ruine du petit théâtre d'Estoublon, situé près du village, dont les sculptures de Fosco Endro CIPOLLINI furent emportées par le flot (Le Provençal, édition du 14 septembre 1994). Il s'agissait d'une crue locale, mais dans les demandes d'indemnisation des dégâts aux routes de la commune d'Estoublon, elle a été plus ou moins confondue avec la crue généralisée qui s'est produite dans les bassins supérieurs de l'Asse et du Verdon les 4, 5 et 6 novembre de la même année, crue d'ordre centennale sur le Verdon à Gréoux-les-Bains (État de catastrophe naturelle déclaré le 18 novembre 1994, Archives Départementales des Alpes de Haute-Provence, Revue de presse, Dossier inondations 1994). Des nombreuses crues de l'Asse enregistrées en amont à Chabrières et au pont de Mézel (recensées par M. KEMPEN, 1987), une seule, concernait le seul cours inférieur : elle aurait été déclenchée par l'Estoublaisse en 1895, comme celle du 8 septembre 1994.

39Cette activité torrentielle récurrente, avec des eaux fortement chargées par l'érosion dans les terrains marneux d'amont, explique le caractère actif de l'évolution des lits dans les secteurs en forte pente, cascades et cascatelles provoquant des mouvements tourbillonnaires à l'origine des oules et des coups de gouge à la base des parois.

VII - Conclusion

40Tant sur les activités torrentielles que sur l'incidence du séisme de Beynes, des recherches plus précises seraient bien sûr nécessaires. Des investigations sur les dépôts (concrétions et remplissages argileux) pourraient en outre être effectuées dans les cavités, afin de préciser les étapes de l'évolution morphogénétique du système. Mais au terme de cet essai, il convient de souligner l'intérêt de ce géomorphosite, riche d'indices morphotectoniques et sur l'activité de la dynamique fluviale.

Remerciements : Nous sommes redevables de nombreux renseignements, sur les crues et sur divers sites, au Service des Archives Départementales à Digne et à Philippe FAVRE, Agent ONF à Estoublon. Alain MARRE a coordonné la révision de l'article et assuré de nombreuses et nécessaires corrections. Claude MARTIN a procédé aux dernières retouches. Nous leur exprimons notre très vive gratitude, ainsi qu'aux réviseurs restés anonymes.

Haut de page

Bibliographie

BALLAIS J.L. (1999) - Apparition et évolution du modelé de roubines dans les Préalpes du Sud : l'exemple de Draix. Études de Géographie Physique, n° XXVIII, Actes du colloque "La montagne méditerranéenne" (Aix-en-Provence, 1998), J. RISER édit., p. 105-108.

BLANC J.J. (1992-a) - Signification géodynamique des réseaux karstiques étagés du canyon de Baudinard. Karstologia, vol. 20, p. 37-48.

BLANC J.J. (1992-b) - Importance géodynamique des surfaces d'aplanissement en Provence. In : Karst et évolutions climatiques, en hommage à J. NICOD, Presses Universitaires de Bordeaux, p. 291-307.

BLANC J.J. (1995) - Étapes et facteurs de la spéléogenèse dans le SE de la France. Karstologia, vol. 26, p. 13-26.

BLANCHARD R. (1945) - Les Alpes occidentales. Tome IV : Les Préalpes françaises du Sud. Édit. ARTHAUD, Grenoble-Paris, 959 p. + cartes.

BLAVOUX B., DUBAR M. et DANIEL M. (1999) - Changements environnementaux à la transition Pliocène-Pleistocène sur le piémont subalpin d'après l'analyse des isotopes stables de la série travertineuse de Ségriès (Alpes de Haute-Provence). Études de Géographie Physique, n° XXVIII, Actes du Colloque "La Montagne méditerranéenne" (Aix-en-Provence, 1998), J. RISER édit., p. 41-46.

CAZÈRES J. (2002) - Trévans. Un patrimoine historique et naturel. Chronique de Haute-Provence, Bulletin de la Société Scientifique et Littéraire des Alpes de Haute-Provence, n° 147-148, p. 51-80.

CLAUZON G. (1982) - La mise en place au Pleistocène inférieur (Villafranchien supérieur) du front subalpin sur la bordure sud-orientale du bassin de Digne-Valensole : incidences géodynamiques. Actes du colloque "Le Villafranchien méditerranéen : stratigraphie, environnement bioclimatique, morphogenèse et néotectonique" (Lille), p. 145-169.

CLAUZON G., AGUILAR J.P. et MICHAUX J. (1987) - Mise en évidence d'un diachronisme de 5 Ma dans le mur de la formation conglomératique de Valensole. C.R. Acad. Sci. Paris, série II, vol. 305, p. 133-137.

COMBES F., HURAND A. et MEUNIER M. (1995) - La forêt de montagne : un remède aux crues. In : Compte-rendu de recherches n° 3, BVRE de Draix, Cemagref Éditions, Antony, collection "Équipement pour l'eau et l'environnement", n° 21, M. MEUNIER édit., p. 113-121.

DOUGUÉDROIT A. (1976) - Les paysages forestiers de Haute Provence et des Alpes-Maritimes. Édit. Édisud, Aix-en-Provence, 550 p. + annexes.

DUBAR M. (1984) - Chronologie et signification des dépôts continentaux du Néogène du bassin de Riez-Valensole. Bull. Soc. Géol. Fr., vol. XXVI, n° 5, p. 971-978.

DUBAR M., AGUILAR J.P., CHALINE J., MICHAUX J. et SEMAH F. (1998) - Données chronologiques (mammifères et magnétostratigraphie) sur les dépôts plio-pleistocènes de Valensole, implications morphodynamiques. Géologie de la France, n° 1, p. 57-68.

FÉRAUD J.M., (1844) - Géographie historique et biographique du département des Basses Alpes. Édit. REPOS, Digne, 512 p (réédité en 1992, Édit. Le Livre d'Histoire, Autremencourt, 544 p.).

GOGUEL J. (1936) - Description tectonique de la bordure des Alpes de la Bléone au Var. Mémoire du Service de la Carte géologique de France, vol. 4, 360 p. + carte.

GRACIANSKY P.C. de, DUROZOY G. et GIGOT P. (1982) : Carte géologique de la France au 1/50000, Feuille de DIGNE XXXIV-41. Édit. BRGM, Orléans, avec notice.

JORDA M. (1976) - Modalités de l'évolution géomorphologique quaternaire des versants à corniches calcaires et des dépressions marneuses des Alpes du Sud. In : Symposium sur les versants en pays méditerranéen, Édit. CEGERM, Aix-en-Provence, vol. 5, p. 113-119.

JORDA M. (1985) - La torrentialité holocène dans les Alpes françaises du Sud, facteurs anthropiques et paramètres de son évolution. In : Les modifications de l'environnement dans le bassin méditerranéen occidental à la fin du Pleistocène et à l'Holocène, Cahiers ligures de préhistoire et de protohistoire, hors série n° 2, p. 49-70.

JORDA M. (1993) - Histoire des paléoenvironnements tardi- et postglaciaires sud-alpins de moyenne altitude. Essai de reconstitution cinématique. In : Géomorphologie et aménagement de la montagne, hommage à Pierre GABERT, CNRS, Caen, p. 99-111.

JORDA M., ROIRON P. et VERNET J.L. (1988) - La formation alluviale à flore fossile des Fontaines (Digne, Alpes de Haute Provence) : un jalon important dans l'évolution tectorogénique tardive de l'arc subalpin de Digne. Géologie Alpine, vol. 64, p. 49-60.

JORDA M., COMBES P. et PHILIP H. (1992) - Tectogenèse et morphogenèse quaternaire des chaînes subalpines méridionales (région de Digne et vallée de la Bléone). Quaternaire, vol. 3, n° 3-4, p. 129-135.

JORDA M., MIRAMONT C., ROSIQUE T. et SIVAN O. (2002) - Évolution du système durancien (Alpes du Sud, France) depuis la fin du Pléniglaciaire supérieur. In : Paléoenvironnement des rivières et des lacs français depuis 15000 ans, J.P. BRAVARD et M. MAGNY édit., Édit. Errances, Paris, p. 239-249.

JULIAN M et NICOD J. (1989) - Les Karsts des Alpes du Sud et de la Provence. Zeitschrift für Geomorphologie, Suppl. Bd. 75, p. 1-48.

KEMPE M. (1987) - La Basse Asse. Mémoire de Maîtrise, Université d'Aix-Marseille II, 144 p. + annexes.

LAPPARENT A. de (1938) - Études géologiques sur les régions provençales et alpines entre le Var et la Durance. Bulletin du Service de la Carte géologique de la France, t. XI, 198 p.

LAURENT O., STEPHAN J.F. et POPOFF M. (2000) - Modalités de la structuration miocène de la branche sud de l'arc de Castellane. Géologie de la France, n° 3, p. 33-65.

MENNESSIER G. (1964) - Sur l'évolution tectonique et morphologique des chaînons de l'Arc de Castellane entre le Verdon et la Siagne. Revue de Géographie physique et de Géologie dynamique, vol. VI, n° 2, p. 91­111.

MERCIER H. (1988) - Le bassin durancien à l'aval de Sisteron au Néogène et au Quaternaire. Géologie Alpine, mémoire hors série n° 14, p. 147-214.

NEVIÈRE C. (1991) - Un géosystème carbonaté : la Serre de Montdenier et le piedmont de Valensole. Mémoire de DEA, Université d'Aix-Marseille I, 83 p. + annexes.

NEVIÈRE C. (1996) - Les systèmes travertineux du Serre de Montdenier (Alpes de Haute-Provence). Études de Géographie Physique, vol. XXV, p. 31-34.

NICOD J. (1992) - Formes d'aplanissement et de régularisation des versants dans les roches carbonatées. Tübinger Geographische Studien, H. 109, p. 1-22.

NICOD J. (1997) - Les canyons karstiques "Nouvelles approches de problèmes géomorphologiques classiques" (spécialement dans les domaines méditerranéens et tropicaux). Quaternaire, vol. 8, n° 2-3, p. 71-89.

NICOD J. (1998) - Paléomorphologies et morphogenèse récente/actuelle sur les massifs au nord du Grand canyon du Verdon. Études de Géographie Physique, suppl. au n° XXVI, Actes des journées 1997 de l'AFK : "Géomorphologie quantitative et paléogéomorphologie dans les karsts du domaine méditerranéen" (La Sainte-Baume, 1997), C. MARTIN édit., p. 17-30+ carte HT.

NOVALS D. et JAPPIOT M. (1996) - Les stations forestières de plateaux et monts de Vaucluse et des versants sud des montagnes de Lure et du Ventoux. Édit. Cemagref, Le Tholonet, 280 p. + annexes.

OZENDA P., PAUTOU G. et PORTECOP J. (1970) - Carte de la végétation de la France au 1/200000, Feuille de Digne-les-Bains. CNRS, Toulouse.

PÉGUY C.P., ANDRIOLLO M.N., LEJEUNE C.C., PUPIER A., SAINTIGNON M.F. de, DAUPHINÉ A. et DOUGUÉDROIT A. (1972) - Carte climatique détaillée de la France au 1/200000, Feuille de Nice. CNRS, ER 30, Éditions Ophrys, Gap.

RITZ J.F. (1992) - Tectonique récente et sismotectonique des Alpes du Sud, analyse en termes de contraintes. Quaternaire, vol. 3, n° 3-4, p. 11-124.

ROIRON P., ALI A.A., GUENDON J.L., MIGUÈRES M.E., MULLER S.D. et OLLIVIER V. (2006) - La flore fossile du système travertineux du Serre de Montdenier (Alpes de Haute-Provence, France) : un nouveau jalon dans l'histoire de la végétation holocène des Alpes du Sud. Quaternaire, vol. 17, n° 2, p. 69-77.

TARDIEU G. (1912) - Les Alpes de Provence. Édit MASSON, Paris, collection "Guides du touriste, du naturaliste et de l'archéologue", 310 p + carte HT.

TERRIER M. (1991) - Néotectonique de la Provence occidentale : vers une analyse multicritère des déformations récentes. Application à la classification des structures sismogènes. Thèse de l'Université de Marseille I, 141 p.

VOGT J. (1979) - Les tremblements de terre en France. Édit. BRGM, mémoire n° 96, 220 p.

Documents cartographiques :
Cartes IGN au 1/25000 3441 Digne, 3442 Moustiers-Sainte-Marie.
Photogrammétrie IGN, Mission 1995 D, 04200, clichés 6308/09 et 6324/25.

Haut de page

Table des illustrations

Titre Figure 1 - Carte de situation des Gorges de Trévans dans le cadre du front subalpin.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 1,9M
Titre Photo 1 - Panorama d'ensemble des Gorges de Trévans, vues vers l'est, pris du belvédère au nord de Côte Chaude. [Cliché : J. NICOD, 2006]
Légende Au 1er plan, à gauche, le mont isolé, pli-faille de la Chapelle Saint-André (900 m). Au 2ème plan : à droite, l'escarpement de Quarton (1181 m), dominant le ravin du Pas d'Escale et la vallée forestière de l'Estoublaisse ; à gauche, la Montagne de Beynes ; au delà du Pas de l'Escale, le synclinal de Majastres.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 356k
Titre Photo 2 - Plissement des calcaires lités du Barrémien constituant la corniche du petit plateau de la ferme ruinée de La Croix, à la cote IGN 831 m. [Cliché : J. NICOD, 1998]
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 368k
Titre Figure 2 - Bloc-diagramme du secteur nord des gorges, orienté nord-nord.ouest (à partir de P.C. de GRACIANSKY et al., 1982, figure 10).
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 616k
Titre Photo 3 - Le front subalpin : escarpement de chevauchement de l'Huby, face à St-Jurs (vu de la route forestière). [Cliché : J. NICOD, 1993]
Légende Extrême fracturation des calcaires jurassiques, chevrons et clochetons ; talus dans les marnes valanginiennes chevauchées.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 404k
Titre Photo 4 - Panorama d'ensemble des Gorges de Trévans, vues vers le sud, pris d'un virage de la D 17 (cote IGN 778 m). [Cliché : J. NICOD, 2000] 
Légende En arrière plan, vers la gauche de la photo, entre les hauteurs de La Maline (à gauche) et de Marachare (à droite), se trouve la vallée du torrent de Mayaiche.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 300k
Titre Photo 5 - Bois de pins sur un paléosol rouge au niveau d'une brèche de faille karstifiée dans un virage de la piste forestière au nord-nord.est de Marachare (cote IGN 1290 m). [Cliché : J. NICOD, 2004] 
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 356k
Titre Figure 3 - Carte géomorphologique du secteur des Gorges de Trévans dans le contexte du front subalpin.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 1,9M
Titre Photo 6 - Paléokarst dans le vallon des Béluguettes. [Cliché : J. NICOD, 1999]
Légende Cavités recoupées dans une barre de calcaires jurassiques. Chemin de l'Abri de Trévans, dans la cluse au nord de la cote 978 m.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 392k
Titre Figure 4 - Coupe géologique par Valbonnette et Pont de Tuf.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 148k
Titre Photo 7 - Le canyon de l'Estoublaisse au voisinage du Pont de Tuf (vue prise en amont). [Cliché : J. NICOD, 1993]
Légende Structure monoclinale, dans les calcaires du Jurassique supérieur (voirFig. 4). Haute corniche de l'éperon nord de La Maline, disloquée par le développement des ravins sur les accidents transverses. Lambeaux de hêtraie et éboulis réactivés en haut à droite.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 396k
Titre Photo 8 - Le mont de Saint-André (à droite), pli-faille (la flèche signale les ruines de la chapelle) et le canyon de l'Estoublaisse, vus depuis le sommet de Quarton. [Cliché : J. NICOD, 2000]
Légende Au deuxièmeplan, les pentes de Trévans et la haute terrasse sur le versant de la Jallière dans la formation de Valensole. Cette photo est le contre-plan de la photo 1.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 364k
Titre Photo 9 - Le Saut du Cuvion, incision verticale dans les calcaires jurassiques en pendage nord, sur la retombée nord du mont de la chapelle Saint-André. [Cliché : J. NICOD, 2010]
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 236k
Titre Photo 10 - Miroir de faille dégagé des brèches. [Cliché : J. NICOD, 1999]
Légende Faille est-ouest donnant un escarpement de faille typique au-dessus de la gorge du Cuvion(sentier du ravin du Pas d'Escale). Calcaires du Jurassique supérieur, lapiés de mur (Wandkarren) peu marqués indiquant le dégagement récent du miroir de faille.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 340k
Titre Photo 11 - Le Pont de Tuf vu de l'amont. [Cliché : J. NICOD, 2010]
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-15.jpg
Fichier image/jpeg, 360k
Titre Photo 12 - Baume de paroi et dislocation des bancs calcaires dans le canyon de l'Estoublaisse, en rive droite, immédiatement à l'amont du confluent du Cuvion et de la passerelle. [Cliché : J. NICOD, 2010]
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-16.jpg
Fichier image/jpeg, 260k
Titre Figure 5 - Profil des deux cours d'eau principaux.
URL http://physio-geo.revues.org/docannexe/image/2100/img-17.jpg
Fichier image/jpeg, 130k
Haut de page

Pour citer cet article

Référence papier

Jean Nicod, « Les Gorges de Trévans dans le front subalpin – Un site exceptionnel des Alpes de Haute-Provence », Physio-Géo, Volume 5 | -1, 227-249.

Référence électronique

Jean Nicod, « Les Gorges de Trévans dans le front subalpin – Un site exceptionnel des Alpes de Haute-Provence », Physio-Géo [En ligne], Volume 5 | 2011, mis en ligne le 05 octobre 2011, consulté le 29 juin 2017. URL : http://physio-geo.revues.org/2100 ; DOI : 10.4000/physio-geo.2100

Haut de page

Auteur

Jean Nicod

Professeur honoraire (Institut de Géographie d'Aix-en-Provence) – Florida 1, 35 Avenue du 24 avril 1915, 13012 MARSEILLE.

Articles du même auteur

Haut de page

Droits d’auteur

Licence Creative Commons
Les contenus de Physio-Géo - Géographie Physique et Environnement sont mis à disposition selon les termes de la Licence Creative Commons Attribution - Pas d'Utilisation Commerciale - Pas de Modification 4.0 International.

Haut de page
  • Logo DOAJ – Directory of Open Access Journals
  • Revues.org