1.1 Description and location

The karstic spring called ‘Fontaine de Vaucluse’ is the biggest spring of France. Its annual average discharge is close to 20 m³ s⁻¹. It is located in the South of France at the bottom of the Ventoux Mount (1909 m asl), the Lure Mountain (1826 m asl) and the Vaucluse Mounts (1000 m asl) (Fig. 1).

The site includes a group of perennial springs at an altitude of 78 to 83 m, and a deep pool whose level fluctuates in relation with the discharge, from 85 m a.s.l. when the discharge is minimal (4 m³ s⁻¹) to 105 m a.s.l. when it is superior to 22 m³ s⁻¹.

The pool gives access to a vertical flooded shaft that was explored by men to a depth of 205 m and then by underwater vehicles to a depth of 308 m (224 m b.s.l.) [4]. These explorations have revealed a complex underwater karstic system (Fig. 2).

1.2 Hydrogeology

2.1 Observation of karren

During the deepest explorations with the underwater robot, karren (flutes) were observed on the walls at different depths: −100 to −105 m (−9 to −14 m b.s.l.) and from −220 to −282 m (−129 to −191 m b.s.l.) (Fig. 3) [4]. As flutes can only exist in vadose conditions [2,28], we are now searching for speleothems to confirm a dry phase in the system evolution.

2.2 Discovery of a lithophaga level

During the summer of 2003, perforations of lithophaga were discovered in the porch of the spring, at an altitude of 100 m a.s.l., in niches that are probably remnants of a sea notch (Fig. 4). Most of the holes were enlarged and modified by dissolution and sometimes transformed in wall lapiés, but usually they have the same ogival bottom (Fig. 5).

2.3 Comparison with a similar site

A comparison was made with the site of Saint-Gemiès-de-Comolas, where lithophaga are preserved by a layer of Pliocene sand at an altitude between 80 and 126 m that corresponds to the Uppermost Pliocene shore (Fig. 6) [18,27]. The perforations and the position are similar to the ones observed at the ‘Fontaine de Vaucluse’.

The lithophaga site of Vaucluse marks the upper limit of the Pliocene transgression. Therefore the karstic valley and the entrance porch of the spring already existed at this time. The presence of a visor indicates that the spring was active, as notches only exist when the mingling of fresh water in the sea permits the dissolution of limestone [7,16,20].

A deep karstic system tributary to the Rhône canyon was probably formed during the Messinian [8–10]. Following the Pliocene transgression the karst was flooded. The spring was plugged and water found a new discharge point at the ‘Fontaine de Vaucluse’ (Fig. 7) [3] using a palaeokarstic gallery. It is also possible that the formation of the deep karstic system is older than Messinian.

The lack of topographic and sedimentological data limits the reflection on the formation of the ‘Fontaine de Vaucluse’ spring, but the previous observations prove a very old and polyphase evolution of the system. The hydrogeological consequences of this model are important, since it predicts the existence of an important water resource at a great depth.

Plus importante source karstique de France (environ 20 m³ s⁻¹), la fontaine de Vaucluse se situe à l'extrémité sud-ouest d'une unité calcaire triangulaire, comprenant le mont Ventoux (1909 m) et la montagne de Lure (1826 m), au nord, le plateau de Saint-Christol au centre (≈850 m) et les monts de Vaucluse (1000 m), au sud (Fig. 1). Le site d'émergence comprend une profonde vasque, située au pied d'un puissant escarpement en amont d'une reculée karstique, ainsi qu'un ensemble de griffons pérennes situés entre 78 et 83 m d'altitude, avec un débit minimum de 4 m³ s⁻¹.

La vasque est une cheminée d'équilibre du système (Fig. 2), son niveau varie en fonction du débit. En période de hautes eaux, à partir de 22 m³ s⁻¹, la vasque déborde à la cote 105 m NGF. Le débit maximum est d'environ 120 m³ s⁻¹. En période de basses eaux, le niveau descend de 20 m dans la vasque : cette période est favorable à l'exploration. De nombreuses tentatives en scaphandre autonome ont permis d'atteindre 205 m de profondeur relative (Hasenmayer 1983), limite actuelle de l'exploration humaine. La suite du gouffre noyé a été explorée à l'aide de robots téléguidés, un palier a été atteint par le Modexa en 1985 à 308 m de profondeur (328 m sous le niveau du déversoir, soit 224 m sous le niveau de la mer) [4].

Les plus récentes explorations montrent un vide complexe, qui ne peut se résumer à un simple conduit (Fig. 2). La vasque d'entrée, d'un diamètre d'une vingtaine de mètres, fait rapidement place à un goulet encombré de blocs, puis le passage s'élargit au-dessus d'un escarpement vertical, au pied duquel, vers −50 m, une vaste pente d'éboulis mène à −100 m au sommet d'un puits dont le fond sableux a été atteint à 308 m de profondeur. Les volumes sont de plus en plus vastes au fur et à mesure de la descente. La forme exacte reste indéfinie, et la suite de la cavité est inconnue. Deux galeries (renards), aux cotes +40 et +50 NGF, alimentent les sources pérennes. Une vaste galerie, le Prado, s'ouvrant vers −60 m, plonge vers le sud-ouest, jusqu'à 120 m de profondeur, et se poursuit au-delà.

La fontaine draine un ensemble de calcaires du Crétacé inférieur, de faciès variable et dont l'épaisseur dépasse 1000 m. La structure générale des monts du Vaucluse est celle d'une dalle inclinée vers le sud et découpée par un réseau de failles N30° et N145°. À l'ouest, le karst est barré par la faille de Cavaillon/Fontaine-de-Vaucluse, qui met en contact les séries cénozoïques de la plaine du Comtat et du bassin de Carpentras avec les calcaires crétacés. Vers le sud, ces derniers plongent sous le synclinal du bassin d'Apt, dont les formations, de l'Albien à l'Oligocène, forment un écran relativement imperméable. Plus au sud, le cœur de l'anticlinal du Luberon, constitué en partie de calcaires argileux, forme une barrière hydrogéologique. À l'extrême est, le système des failles de la moyenne Durance barre le karst. Le karst est normalement bloqué verticalement par les marnes néocomiennes, mais les décalages tectoniques pourraient favoriser un contact anormal avec d'autres formations. L'étude de sources temporaires et de forages en bordure de la montagne de Lure montre que la faille d'Aix constitue une limite de l'aquifère [26].

La grande variabilité des débits (de 4 et 120 m³ s⁻¹) et les réactions très rapides aux précipitations (2 jours), illustrant la transmission d'onde de crue par effet de piston [11], traduisent un karst bien évolué et bien hiérarchisé. En revanche, les longues récessions montrent l'importance des réserves. En fait, ce paradoxe apparent s'explique bien en tenant compte de l'évolution de l'aquifère depuis le Néogène (cf. ci-dessous).

La fontaine a fait l'objet de nombreuses études hydrogéologiques et hydrochimiques, principalement destinées à définir son fonctionnement actuel [6,12,13,23,25] et son bassin d'alimentation. Ce dernier est aujourd'hui correctement défini et comprend la montagne de Lure, le mont Ventoux (y compris son versant nord). Une incertitude demeure sur la participation éventuelle du versant nord du Luberon, puisque des forages sous le bassin imperméable d'Apt et en bordure des monts de Vaucluse ont pu mettre en évidence une eau stationnant à un niveau comparable à celui de la fontaine, mais avec cependant un faciès chimique différent [1,23]. Une recharge minoritaire par la nappe de la Durance, bordant l'extrémité orientale de l'aquifère, est possible du fait d'un gradient hydraulique favorable en période d'étiage [26]. Le débit moyen annuel, rapporté à la superficie d'environ 1400 km² de cet ensemble, si on y inclut le Nord du Luberon, permet d'envisager un module d'infiltration de 15 l s⁻¹ km⁻², légèrement inférieur aux valeurs généralement admises [25], mais cohérent avec les valeurs observées en d'autres zones de la Provence [16].

Parmi les études concernant la mise en place du système karstique qui l'alimente, deux hypothèses sont généralement évoquées :

• – une fontaine de Vaucluse ayant toujours été un exutoire calqué sur la faille de Cavaillon, la localisation du drainage en profondeur étant attribuée à des faciès de porosité plus favorable [13]. Il est cependant difficile, dans un tel schéma, de justifier la cause d'un drainage à plus de 300 m de profondeur remontant à l'exutoire, alors que les calcaires sont normalement lités et fracturés, sans écran imperméable. La densité des discontinuités devrait permettre la mise en place de drains à proximité du toit de la nappe karstique, de façon similaire à ce que l'on observe généralement [14] ;
• – une fontaine de Vaucluse utilisant un conduit karstique vertical hérité du passé, mis en place dans un contexte paléogéographique très différent de l'Actuel, au Messinien [8–10,17,21,24,25] où, sous l'influence de paramètres astronomiques et tectoniques, la Méditerranée s'est asséchée, provoquant une très forte incision du lit des fleuves et de leurs affluents et induisant, de ce fait, un abaissement important des niveaux de base hydrologiques [15,19,22]. La mise en place des drains karstiques est tributaire de l'altitude du toit de la nappe karstique, déterminée par la position du niveau de base local (lac, cours d'eau, mer). Un fort abaissement du niveau de base, comme celui qu'a connu la Méditerranée au Messinien, a donc entraîné un abaissement considérable des nappes karstiques sur tout le pourtour de la Méditerranée, loin à l'intérieur du continent [5]. Cette hypothèse, plusieurs fois évoquée, souffrait toutefois de ne pouvoir être confirmée, mais des observations récentes tendent à la valider.

Lors des plongées profondes, le robot d'exploration a pu découvrir des cannelures verticales (lapiaz de paroi) sculptant la paroi rocheuse, entre −100 et −105 m (−9 à −14 m NGF) et de −220 à −282 m (−129 à −191 m NGF) (Fig. 3) [4]. Ces modelés de paroi sont caractéristiques, soit d'égouttages ponctuels dans la zone vadose, soit de ruissellements généralisés liés à la vidange de sédiments après les mises en charge dans la zone épinoyée [2,28]. Les formes observées relèvent plutôt du second cas et témoignent d'un environnement dénoyé, au moins périodiquement. Nos travaux s'orientent vers la recherche de spéléothèmes (stalactites, stalagmites…) immergés, pour conforter l'hypothèse d'une exondation jusqu'à 200 m au moins sous le niveau marin actuel.

En juillet 2003, l'examen des parois au-dessus de la vasque a montré que des perforations de lithophages étaient présentes dans des renfoncements, correspondant vraisemblablement à des vestiges d'encorbellement littoral (visor). Le gisement principal, situé dans la paroi nord de la vasque, comprend de très nombreuses perforations, réparties sur une hauteur d'environ 2 m et sur une longueur d'une dizaine de mètres (Fig. 4). Les perforations ont environ 1,5 cm de diamètre. Elles sont très altérées et parfois coalescentes, formant alors des cavités plus vastes ou des saignées crénelées caractéristiques, alignées sur des diaclases. Tous les trous ont un fond identique de forme ogivale, sans prolongement. En section transversale, la plupart des perforations apparaissent légèrement aplaties à leur base. Cet aplatissement peut être d'origine, comme on le constate sur certaines perforations littorales actuelles, mais il peut également être dû à l'altération par dissolution. Lors des crues de la fontaine, le site est noyé. Après la décrue, un dépôt de limons fins humides persiste, protégeant le gisement, mais favorisant une dissolution préférentielle des bordures du plancher de la perforation, comme on l'observe dans les vasques de dissolution des lapiaz de surface (Fig. 5). En dehors des zones d'abri protégées des plus forts courants de crue, le visor a été détruit et les perforations sont, par conséquent, absentes.

Une comparaison a été faite avec le site de Saint-Géniès-de-Comolas (Gard) (44°03,240′ et 04°43,550′), où le décapage actuel de sables pliocènes a révélé des niveaux de lithophages entre 80 et 126 m d'altitude, correspondant au littoral pliocène (Fig. 6) [27]. En altitude absolue, ce haut niveau marin stationnait théoriquement à 80 m [18], ce qui n'implique qu'une très faible surrection postérieure du site. Les perforations sont comparables à celles de la fontaine de Vaucluse. Elles sont bien conservées lorsque la paroi présente un renfoncement qui les protége de la pluie. On remarque, comme à Vaucluse, que la dissolution les affecte très rapidement après déblaiement des sables, élargissant les trous et les sculptant en lapiaz de paroi. Un fragment rocheux perforé ayant conservé des coquilles a été trouvé : les perforations ont une section parfaitement circulaire de 1,3 à 1,5 cm de diamètre et un fond en ogive. L'inspection de la baume de Saint-Géniès, située à proximité, a montré que des perforations y étaient également présentes jusque dans les zones de pénombre marquée, bien que très altérées. Dans le porche d'entrée, au ras du sol, des perforations ont été partiellement dissoutes par des écoulements provenant de l'intérieur de la grotte, indiquant que cette dernière a été active après la mise en place des lithophages.