Abridged English version
1 Introduction
The infilling of the Miocene Molasse Basin in the Rhone–Provence area (BMRP) has long been considered as having been formed by a succession of marine bioclastic molasse deposits (‘Burdigalian’), sandy marls and sands (‘Helvetian’), and ‘Tortonian’ molasse deposits [13,15,17], in a large Neogene transgressive–regressive cycle [6]. The basal part of this so-called ‘Helvetian’ is marked by a thick accumulation of poorly fossiliferous, shallow marine, sandy, grey marls that are reminiscent of the ‘schlier’ facies [13]. Part of these ‘schlier’ marls was considered Burdigalian in age and laterally equivalent to the bioclastic molasse deposits. Other ‘schlier’ marls were attributed to the Langhian.
The BMRP basin is divided in sub-basins along the Rhone and Durance rivers and their tributaries. Classically, the Early Miocene Sea transgressed from the south, flooding low zones before invading interfluves and connecting the BMRP with peri-alpine East European basins at the end of the Burdigalian. In this view, the ‘Burdigalian’ molasse deposits crop out on the margins of sub-basins, whereas the ‘schlier’ facies occurs in their centre, a disposition that Gignoux questioned [17, p. 605].
At any rate, the geometric relationships between the infilling of the basin and its substratum were considered either conformable, or in a passive onlap, or in a diverging onlap. A fourth relationship (infilling of incised river valleys) has only recently been described [9,10,12,22,26,32].
2 “Schlier” marls: early filling of an incised valley
Our approach [9] combining facies analysis, multiple group biostratigraphy, depositional sequence identification and mapping has been applied to the Lower Miocene deposits. This has shown that they fill a complex network of incised valleys (Fig. 1a).
Reconstitution des réseaux fluviatiles du Burdigalien basal (a) et du Burdigalien terminal (b) dans le bassin molassique rhodano-provençal. Cette reconstitution est en position actuelle ; elle ne tient pas compte des mouvements tangentiels fini-miocènes. Elle est contrainte par les affleurements et des profils sismiques (bassins de Valréas, basse Provence, Avignon, Digne et Camargue) dans un cadre stratigraphique précisé. L'existence de ces réseaux indique que le bassin molassique rhodano-provençal était vidangé, pour tout ou partie, à chaque limite de séquence correspondant à une chute du niveau marin. Par son déboîtement par rapport au premier réseau et l'ampleur de l'incision, le réseau fluviatile du Burdigalien terminal est une structure morphologique majeure. Cette réorganisation des réseaux de drainage est contrainte par la déformation tectonique et l'activation de plis.
Fluvial networks in the Rhone-Provence Molassic Basin: (a) Earliest Burdigalian, (b) Latest Burdigalian. The reconstitution is proposed in present-day configuration, without any restoration of Late Miocene alpine thrusts. It is constrained by outcrops and seismic profiles, in a precise stratigraphic framework. The reorganisation of the drainage networks is due to tectonic deformation.
The Miocene stratigraphic succession (Fig. 2) is now considered to include a stratigraphic gap resulting from deep erosion. This has produced a younger network of incised valleys (= rias; Fig. 1b) which are now filled by sandy marls. The incision is about 40 m deep upstream (at Tanaron), about 300 m west of Avignon [27]. The infilling of the rias occurred diachronously until the end of the Serravalian.
Cadre litho-, bio-, chronostratigraphique de la série sédimentaire du bassin molassique rhodano-provençal. La série miocène est une succession de séquences () de dépôt qui présentent chacune un cortège transgressif, représenté par des calcaires bioclastiques à silicoclastiques, dominés par la marée (les « Molasses » Auct.) et un cortège de haut niveau marin argilo-calcaire à argilo-sableux dominé par les vagues de beau temps ou de tempête. Le cortège transgressif et le cortège de haut niveau marin sont séparés par la surface d'inondation maximale. La séquence S3 présente un prisme de régression forcée, FR, particulièrement bien développé, superposé aux dépôts de l'Aquitanien et du Burdigalien et un prisme de bas niveau de sables azoïques, à la base du remplissage marin de la vallée incisée. Les foraminifères planctoniques (N Zones), le nannoplancton calcaire (NN Zones), les faunes de rongeurs (MN Zones), un événement pollinique (le maximum à Avicennia), les datations isotopiques (strontium), les manifestations du volcanisme de Beaulieu fournissent un cadre bio- et chronostratigraphique précis. Le remplissage (IVF, incised valley fill) de deux grandes incisions fluviatiles (vallées incisées) caractérisent le Miocène inférieur et moyen du BMRP. Un tel schéma montre que les calcaires molassiques du Burdigalien ne passent pas en variation latérale de faciès aux marnes sableuses « schlier » et doivent servir de guide à une révision des corrélations stratigraphiques.
Litho- bio- and chronostratigraphic framework of the Rhone-Provence Molassic series. From Aquitanian to Serravalian, the Miocene series is made of a succession of sequences () with a constant organisation: the TST is made of tide dominated clastic carbonates and sandstones, whereas the HST (marls and sands) is wave dominated. Foraminifera (N), nannofossils (NN) and rodent (MN) Zones are indicated, with a pollen event (the Avicennia maximum, A), Beaulieu volcanism (B) and strontium isotope ages. Two large incised valley fills (IVF) characterise the BMRP filling.
3 Age of the incision and the infilling
The age of the erosional surface is constrained by various stratigraphic means (Fig. 2).
3.1 Foraminifera
Lower Miocene rocks are easily characterized [5,10,22,24,32]. The marls at the base of sequence S3 have yielded Praeorbulina (Zone N8); those at the top of sequence S6 are assigned to Zones N14–15.
3.2 Ostracods
The ‘schlier’ marls and the molasse deposits have yielded different assemblages of ostracods, hampering confirmation that they are lateral correlative [9].
3.3 Calcareous nannoplankton
The marls of sequence S1 (Digne Basin) are assigned to Zone NN3–4 based on the occurrence of Helicosphaera ampliaperta. The marls of Sequence S3 (Forcalquier Basin) contain Sphenolithus heteromorphus, indicative of Zone NN5. The marls of sequence S6 (Cucuron and Valreas basins) belong to Zone NN6(sup) to NN8 [3].
3.4 Micromammals
The association of Democricetodon and Megacricetodon, with M. lalaï in locality Châteauredon 1 characterises the upper part of Zone MN4 (16.6 to 16 Myr) [4,28].
3.5 Pollen
Above the erosion surface in the sections at Châteauredon and Bayanne there is an acme of Avicennia. By comparison with Spanish sections, this mangrove marker indicates the Miocene climatic optimum [25], dated here as Langhian.
3.6 87Sr/ 86Sr isotope stratigraphy
Isotopic data [9,10,16] are used in combination with a synthetic curve [14], as shown in Fig. 2.
3.7 KAr chronology
Glauconites have yielded ages too old (in excess of 1.5 to 2 Myr) to be useful.
3.8 Volcanic glass
The occurrence of volcanic shards in Sequence S2 (Beaulieu, ‘étang de Berre’) suggests a correlation with the well-known Beaulieu volcanism, dated at [2].
The Lower and Middle Miocene succession is now well calibrated (Fig. 2). The age of the major relative sea level drop (forced regression before fluvial incision) is in agreement with global sea level charts [1,19].
4 Implications
A major fluvial incision is now recognized at the very top of the Burdigalian succession (Figs. 1b and 2). A local incision of 300 m cannot be taken as indicative of the sea-level drop. Instead, it implies subsequent regional deformation the mode of which depends on the structural heritage. On the other hand, it appears that many old (and some recent) stratigraphic data should be reconsidered in the light of our results.
1 Introduction
Dans le Sud-Est de la France, au front de la chaîne alpine, le bassin molassique miocène rhodano-provençal (BMRP) est l'objet d'une analyse multidisciplinaire intégrée, visant à mieux comprendre l'organisation stratigraphique du remplissage d'un bassin syntectonique. L'actualisation du modèle stratigraphique selon les concepts de la stratigraphie séquentielle a permis de découper le remplissage miocène en 10 séquences (S–1, S0, S1 à S8), et de montrer l'importance des vallées incisées dans la répartition spatiale et temporelle des dépôts [9,10,12,22,26,32]. Ce compte-rendu présente les résultats du travail effectué sur la surface d'érosion fluviatile de très grande ampleur que nous avons reconnue au passage entre le Miocène inférieur et le Miocène moyen et sur l'attribution stratigraphique des marnes plus ou moins sableuses de faciès « schlier » comblant cette morphologie.
1.1 Le faciès « schlier » dans le bassin molassique rhodano-provençal
Le remplissage du BMRP a longtemps été découpé en trois grandes formations lithologiques à signification stratigraphique, sur la base des éléments paléontologiques alors disponibles, lamellibranches et mammifères. Les dépôts marins sont représentés par les molasses principalement bioclastiques du « Burdigalien », les marnes sableuses et les sables de l' « Helvétien » et les molasses du « Tortonien » [13,15,17]. Ils s'inscrivent dans le grand cycle transgressif–régressif néogène [6], qui se termine par la progradation d'un piedmont continental [11]. Le passage entre ce « Burdigalien » et cet « Helvétien » correspondrait à celui entre le « 1er étage méditerranéen » et le « 2e étage méditerranéen », tels que définis par Suess [33].
Dans le BMRP, la base de cet « Helvétien » est marquée par le développement d'un faciès assimilé au « schlier » [13,17], puissante accumulation de marnes sableuses, parfois laminées, gris bleuté, pauvres en faune et flore, d'environnement marin peu profond. La réinterprétation stratigraphique du « Burdigalien » et de l' « Helvétien » a eu pour conséquence que certaines de ces marnes sableuses furent attribuées au Burdigalien en variation latérale de faciès des molasses bioclastiques [13], et d'autres au Langhien. Depuis, l'étage « Helvétien » a été éliminé de la nomenclature internationale [31]. Simultanément, l'évolution des connaissances sur les foraminifères planctoniques de type pré-orbulines (Globigerinoides bisphericus, Globigerinoides sicanus et Praeorbulina glomerosa) ajoute à la confusion (discussion in [5]).
1.2 La géométrie du bassin et de son remplissage
Le BMRP est divisé en sous-bassins juxtaposés le long du cours du Rhône, de la Durance et de leurs principaux affluents. Venant du sud, la transgression marine du Miocène inférieur ennoie progressivement les zones basses puis leurs interfluves, définissant alors un paysage composé du « golfe provençal », d'îles et de hauts-fonds [13]. À la fin du Burdigalien, cette transgression met en communication le BMRP avec les bassins périalpins de l'Europe de l'Est [15,17,32]. Les molasses burdigaliennes affleurent toujours sur la périphérie des sous-bassins, tandis que, dans leurs centres, sont reconnus les dépôts marno-sableux de faciès « schlier » (par exemple, [8,9]). Comme le remplissage du BMPR était considéré comme un simple empilement stratigraphique, de l'Aquitanien au Tortonien [13,30], cette disposition singulière avait interpellé Gignoux, qui ne pouvait s'expliquer comment une transgression peut « arriver sur les bords d'un bassin avant d'en avoir envahi le centre » [17 (p. 605)].
La géométrie du contact entre ce remplissage et son substratum se fait selon plusieurs modalités : concordance stratigraphique, onlap passif, onlap divergent et comblement, principalement par des dépôts paraliques, de vallées incisées d'origine fluviatile. Cette quatrième modalité, proposée récemment [9,10,12,22,26,32], remet en question le schéma stratigraphique admis et explique notamment le contexte sédimentaire du stratotype du Burdigalien dans le bassin de Valréas (Saint-Restitut) [13,15,17,30].
2 Les marnes « schlier » : témoins du remplissage d'une vallée incisée
Notre méthode d'analyse [9], combinant les faciès, la biostratigraphie, l'identification des séquences de dépôt et leur cartographie par cortège de dépôt, a été étalonnée sur les dépôts du Miocène inférieur, car ce sont les mieux contraints, tant d'un point de vue stratigraphique [5,15,17,23,24] que géométrique [9,10,12,22,26,32]. Il apparaît que ces systèmes de dépôt comblent un réseau fluviatile composite de vallées incisées (en rouge sur la Fig. 1a), préservé toujours en contre-haut, c'est-à-dire topographiquement au-dessus et non superposé verticalement, des dépôts plus récents [9,10]. Dès lors, les molasses burdigaliennes, bioclastiques à mixtes, ne peuvent plus être interprétées comme des variations latérales de faciès avec les marnes sableuses à faciès « schlier » ou à leur équivalent des marnes de Faucon dans le bassin de Valréas [13,29,30]. La succession stratigraphique miocène est maintenant réinterprétée comme un empilement composite de dépôts, déboîtement et emboîtement se succédant (Fig. 2).
La morphologie sur laquelle se sont déposées les marnes sableuses était celle d'un réseau fluviatile de vallées incisées (en vert sur la Fig. 1b) développé en contrebas, c'est-à-dire topographiquement en dessous et non superposé verticalement, de celui comblé par le Miocène inférieur [9,10]. La surface érosive basale est associée à une érosion fluviatile subaérienne, marquée localement par la préservation de paléosols en position d'interfluves et surlignée de dépôts fluviatiles résiduels [9,10] (Fig. 2). Sa cartographie montre une première branche suivie jusqu'au front de la nappe de Digne (Tanaron, Châteauredon) et une seconde branche qui remonte vers le nord en direction de Lyon (Vienne). L'ampleur de l'incision d'une quarantaine de mètres à l'amont (Tanaron) atteint plus de 300 m à l'ouest d'Avignon [27]. Le comblement débute localement par un empilement de sables azoïques ; il est suivi par le dépôt des marnes lagunaires sableuses au début de la transgression marine (Fig. 2). Le comblement de ces rias et l'ennoiement des interfluves a été diachrone selon leur situation dans le bassin et l'ampleur de l'incision basale. Les marnes de haut niveau de la séquence S6 se sont déposées à la fin du Serravallien dans un paysage enfin régularisé.
Cette rupture de la continuité stratigraphique correspond au plus important contraste faciologique pouvant être décrit dans la série miocène [9]. En environnement carbonaté, cette chute s'enregistre par le développement d'un prisme sableux à bioclastique dû à la régression forcée à la base de S3, suivi d'une émersion marquée par une surface oxydée, durcie et karstifiée (Fig. 2), sur laquelle viennent en onlap des dépôts silicoclastiques [9]. En environnement silicoclastique, comme au front de la nappe de Digne dans le « Vélodrome » [18], cette chute correspond au système fluviatile de Facibelle [12], emboîté dans la molasse marine supérieure de Tanaron et limité au sommet par une surface d'émersion [27].
3 L'âge de l'incision et de son remplissage
La surface d'érosion fluviatile peut être datée par l'âge des ultimes dépôts sous-jacents et celui des premiers dépôts sus-jacents (Fig. 2). Nous avons utilisé huit types de repères stratigraphiques afin de préciser l'âge des cortèges sédimentaires du BMRP.
3.1 Les foraminifères
La reconnaissance du Miocène inférieur n'appelle pas de réserve [5,10,22,24,32]. Les marnes de haut niveau marin de la séquence S1 renferment Globigerinoides altiaperturus [24]. Pour dater le début du remplissage de la vallée incisée, le meilleur élément de datation est l'apparition des pré-orbulines qui caractérisent la zone du même nom (N8, base du Langhien) dans les marnes de la base de la séquence S3. Ces marnes affleurent notamment dans les bassins de Sommières, Valréas [30], de basse Provence dans la carrière Lafarge à Fos-sur-mer [5,24] et celle de Bayanne à Istres [21]. Les premières orbulines, Orbulina universa, se rencontrent en basse Provence [5], dans les marnes sableuses du niveau de condensation de la séquence S4.
Les marnes de haut niveau de la séquence S6 sont datées dans le bassin de Cucuron (ravin du Loup) par l'association de N. mayeri et N. cf. acostaensis (sensu W.A. Berggren) et attribuées aux zones N14–15.
3.2 Les ostracodes
L'analyse des ostracodes n'a pas permis de confirmer la variation latérale de faciès entre les marnes de faciès « schlier » et les dépôts du Burdigalien [13,30], chacun étant caractérisé par une association faunistique propre [9].
3.3 Le nannoplancton calcaire
Les interlits marno-sableux de la partie basale du cortège transgressif de S1 sont attribués à la nannozone NN3 par la présence de Sphenolithus belemnos dans le bassin de Valréas (coupes de Saint-Restitut et de Montbrison-Fontbonau [23]) et dans celui d'Apt (coupe de Notre-Dame-des-Lumières [9]). Les marnes du cortège de haut niveau de S1 sont datées par Helicosphaera ampliaperta de la nannozone NN3–4 dans le bassin de Digne [12] et dans les bassins de Carpentras (Vénasque), Forcalquier (Ganagobie) et Valréas (Saint-Restitut, Montbrison-Fontbonau). Dans le bassin de Forcalquier, les marnes du cortège de haut niveau de la séquence S3 ont livré seulement Sphenolithus heteromorphus, suggérant la zone NN5 [22]. Il faut toutefois mentionner que l'utilisation du nannoplancton calcaire est délicate sans un support stratigraphique plus complet. Les remaniements de nannofossiles sont omniprésents dans la série miocène du BMRP : Helicosphaera ampliaperta se retrouve jusqu'au Tortonien dans la quasi-totalité des échantillons analysés, des marqueurs du Campanien au Maastrichtien dans le Miocène inférieur de Vénasque et d'Uzès, d'autres du Paléogène dans les bassins d'Apt, de basse Provence (Salon-de-Provence), Carpentras (Vénasque), Forcalquier (Ganagobie) et de Valréas.
Dans le bassin de Cucuron et dans les marnes de Saint-Pantaléon dans celui de Valréas, les marnes de haut niveau de la séquence S6 ont livré un nannoplancton calcaire des zones NN6sup-NN8, comparable à celle de Jujurieux [3 (échantillon n○ 15)].
3.4 Les micromammifères
Le gisement de Châteauredon 1 est au-dessus de la deuxième surface d'érosion (en vert sur la Fig. 2). Sa faune de rongeurs est caractérisée par l'association Democricetodon et Megacricetodon, la présence de M. lalai lui confère une position chronologique intermédiaire entre, d'une part, le gisement de Langenmoosen, plus jeune et, d'autre part, celui d'Oberdorf, plus ancien [4] : il appartient à la seconde moitié de la zone MN4 et son âge est estimé entre 16 et 16,6 Ma [28].
3.5 Les pollens
Au-dessus de la surface d'érosion (en vert sur la Fig. 2), nos analyses polliniques ont révélé un fort développement de pollens d'Avicennia, caractérisant une mangrove, à la fois en position amont au front de la nappe de Digne comme à Châteauredon où Avicennia dépasse 5 % du total pollinique, Pinus exclu et en position aval, à Bayanne, où Avicennia dépasse 3 % du total pollinique, Pinus exclu. Leurs localisations se situent de part et d'autre de la surface d'inondation maximale, mfs, du comblement estuarien de la vallée du Burdigalien terminal. Dans la coupe de référence de La Rierussa (Catalogne, Vallès-Pénédès), on a enregistré un brusque pic d'Avicennia (plusieurs échantillons où Avicennia représente de 7 à 4 % du total pollinique, Pinus exclu) vers la base du Langhien [7,20]. Dans cette coupe ainsi que dans d'autres coupes du secteur, aucun autre niveau sous-jacent ou sus-jacent ne montre de fréquences aussi élevées en pollen d'Avicennia, qui ne dépasse jamais 1 % du total pollinique, Pinus exclu. Ce maximum pollinique a également été enregistré au même niveau dans la coupe voisine de San Pau d'Ordal [7]. Il signe assurément l'optimum climatique miocène bien mis en évidence par Miller et al. [25]. On en déduit que les maxima en Avicennia notés en Provence, certes moindres parce qu'enregistrés à une latitude plus haute, signent pareillement le maximum thermique du Miocène, ici situé précisément dans le Langhien.
3.6 La stratigraphie isotopique 87Sr/ 86Sr
Des analyses isotopiques 87Sr/ 86Sr ont été réalisées sur des bioclastes comme huîtres, pectens et bryozoaires. Les valeurs ont été reportées sur une courbe synthétique regroupant l'ensemble des valeurs récentes du strontium [14]. La base du cortège transgressif de la séquence S1 dans le bassin de Carpentras est datée à et son sommet à [8–10]. En basse Provence, le cortège transgressif de la séquence S2 est daté à [9,10] et celui de la séquence S3 à 16,23 Ma [9,16].
3.7 La géochronologie KAr
Nous avons échantillonné tous les niveaux glauconieux de la série miocène pour réaliser des datations radiométriques par méthode KAr. L'ensemble des mesures réalisées sur des glauconies présentant tous les critères nécessaires de qualité se sont avérées plus anciennes d'1,5 à 2 Ma que les âges fournis par la biostratigraphie conventionnelle. Dans les marnes du haut niveau de la séquence S6 du bassin de Cucuron, cet écart est de l'ordre de 1,6 Ma, différence entre la proposition KAr obtenue () et l'estimation à partir des foraminifères et des nannoflores (11,5 Ma). Cet écart s'interprète par l'existence de remaniements de glauconies des dépôts sous-jacents, voire du Paléogène et/ou du Crétacé et transportées sur des distances inconnues, remaniements déjà attestés par l'inventaire des nannofossiles dans les dépôts miocènes (cf. 3.3).
3.8 La présence de verres volcaniques
L'échantillonnage pour la recherche des microfaunes correspond à plus de 350 prélèvements au sein de la série miocène, répartis dans tous les sous-bassins. La présence de verres volcaniques a été reconnue dans les échantillons prélevés dans les marnes du haut niveau marin de la séquence S2 des coupes de Beaulieu et des Cabanes, en bordure de l'étang de Berre. La préservation de leur cassure conchoïdale atteste l'absence de remaniement et permet la corrélation avec l'épisode volcanique de Beaulieu daté à [2].
3.9 Synthèse des datations
Le découpage séquentiel pour le Miocène inférieur et le Miocène moyen est entièrement calibré par la biostratigraphie et la stratigraphie isotopique (Fig. 2). La chute du niveau marin relatif est enregistrée tout d'abord par les régressions forcées (Fig. 2 : FR S3), datées du Burdigalien terminal, suivies par la phase d'incision fluviatile. Cet âge est cohérent avec celui de la chute du niveau marin proposé sur la charte des cycles eustatiques [19] et celui déduit des courbes isotopiques [1]. Les éléments de datation donnent un âge Langhien au remplissage marin transgressif de ce réseau fluviatile de vallées incisées.
Pour dater la fin de l'empreinte de l'incision fluviatile sur le paysage, l'association de N. mayeri et N. cf. acostaensis indique N14–15 et le nannoplancton calcaire NN6sup à NN8. Foraminifères et nannofossiles indiquent un âge voisin de 11,5 Ma (sensu Haq et al. [19]). Ceci confirme l'attribution au Serravallien terminal des marnes de haut niveau de la séquence S6.
4 Implications stratigraphiques
Une incision fluviatile est désormais caractérisée au Burdigalien terminal dans le BMRP (Fig. 1). Atteignant localement plus de 300 m, elle ne peut être rapportée à une seule baisse glacio-eustatique de l'océan global, mais est accentuée par une déformation régionale, principalement plicative, dont les modalités spatiales varient selon l'héritage structural [9]. L'existence d'un tel réseau fluviatile fini-Burdigalien, déboîté par rapport aux vallées incisées burdigaliennes et emboîté dans les formations antérieures, modifie considérablement les corrélations stratigraphiques et les reconstitutions paléogéographiques jusqu'ici proposées.
En limitant les implications au seul domaine stratigraphique, il faut désormais (a) abandonner l'idée selon laquelle les unités lithostratigraphiques sont superposées verticalement, (b) ne plus considérer en variation latérale de faciès les molasses burdigaliennes et les marnes sableuses de type « schlier » : dans le Sud-Est de la France, ces marnes sableuses sont langhiennes et caractérisent des dépôts paraliques transgressifs, (c) replacer les récents résultats stratigraphiques obtenus dans le bassin de Digne dans ce nouveau cadre morphologique et (d) discuter toutes les corrélations qui avaient été établies précédemment dans le BMRP et qui ne prenaient pas en compte le déboîtement de la deuxième génération de vallées par rapport à la première, suivi de l'emboîtement des dépôts du Miocène moyen.
Remerciements
Nous remercions V. Apostolescu, E. Cavalucchi, Y. Callec, B. Dalrymple, J. Dellenbach, S. Dennebouy, M. Ferrandini, J. Gattacceca, R. Guérin, L. Guy, N. James, C. Javaux, V. Delhaye-Prat, O. Fonta, M. Giraudmaillet, J.-L. Lesueur, C. Seyve pour leurs travaux respectifs sur le Miocène rhodano-provençal et leurs amicales et fructueuses discussions ; l'Andra, le centre CEA de Cadarache, la municipalité d'Istres, la société Lafarge, le parc naturel régional du Luberon et Total pour le soutien qu'ils ont apporté au projet. Nous remercions également les deux relecteurs de ce compte-rendu, Claude Grandjacquet et Serge Ferry, pour leurs utiles suggestions. Contribution Isem (UMR 5554) n○ 2005-006. Contribution UMR 8148 – Ides n○ 2004–006.