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TECTONIQUE ET PALÉOGÉOGRAPHIE
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HYDROGEOLOGIE
La tectonique de la feuille Saint-Chinian est particulièrement intéressante
pour les raisons suivantes :
— elle offre une coupe complète du versant sud de la Montagne Noire dans
une zone de flexure axiale où l'on peut observer la superposition des différentes
nappes. Grâce à la lithologie variée et aux nombreuses datations, la géométrie
des différentes nappes peut être étudiée en détail et la feuille Saint-Chinian
présente un exemple exceptionnel de nappes profondes synschisteuses
superposées;
— la feuille présente aussi la plus grande partie du chaînon de Saint-Chinian
qui est l'un des tronçons de la partie externe de la chaîne des Pyrénées. Ce
chaînon est caractérisé par des chevauchements plats recoupant des plis
antérieurs et constitue un autre exemple de tectonique tangentielle qui cette
fois est superficielle et cassante et non profonde et ductile comme la tectonique
hercynienne. On a ainsi deux exemples particulièrement clairs de tectonique
donnant des déplacements horizontaux importants qui peuvent être étudiés de
façon totalement indépendante.
TECTONIQUE HERCYNIENNE
Subdivisions structurales du Tardi-Hercynien
La zone paléozoïque présente un empilement de plis couchés de plus en plus
profonds d'Ouest en Est.
• Nappe de Pardailhan. C'est la plus élevée des nappes du versant sud. Elle
est composée de trois synformes où les terrains sont dans la plupart des cas en
position stratigraphique inverse. On distingue du Sud au Nord :
— l'unité de Poussarou : synforme de série inverse dont la terminaison
périclinale est particulièrement démonstrative;
— l'unité de Naudet .tête plongeante vers le Sud dont le flanc sud, à l'endroit, est
tronqué par la zone de cisaillement de la base de l'unité de Poussarou. L'unité de
Naudet est elle-même rabotée à la base et repose sur
— l'unité de Malviès : tête plongeante vers le Sud verticalisée par des basculements
tardifs.
Les trois unités de la nappe de Pardailhan ont une semelle commune de
flysch ordovicien à l'envers qui repose, par l'intermédiaire d'une zone de
cisaillement, sur la nappe du mont Peyroux. Le contact de base est souligné par
des lambeaux de calcaires et de dolomies dévoniens.
• Nappe du mont Peyroux. Dans l'ensemble il s'agit d'un flanc inverse
comportant une série Ordovicien—Dévonien—Viséen et plissé en une grande
synforme au Sud (faux synclinal de Roquebrun) et une antiforme tardive au
Nord (faux anticlinal de Vieussan). Dans lé détail la structure de la nappe est
plus complexe et on peut y définir des unités structurales plus petites telles
que :
— l'unité du Calisso : flanc normal d'Ordovicien inséré au sommet du flanc
inverse de la nappe selon des zones de cisaillements;
— l'unité d'Estaussan-Ceps, redoublement du Dévono-Viséen à l'envers à la
base de la nappe et,
— les petites têtes plongeantes de la région de Coumiac au Sud de
Roquebrun; elles pourraient représenter un reste du flanc normal de la nappe
séparé du flanc inverse par un cisaillement postérieur au renversement.
• Nappe des monts de Faugères. Elle forme le substratum de la nappe du
mont Peyroux. Il s'agit d'un ensemble de têtes plongeantes vers le Sud à
matériel dévonien (collines du Nord de la feuille) et Viséen. Les têtes
plongeantes ont été vigoureusement replissées par des phases tardives et leur
flanc inverse a été conservé de telle sorte que leur caractère allochtone n'est pas
toujours évident sauf dans la région du Lau où une tête plongeante de
Dévonien repose sur le Viséen du para-autochtone et dans le « regard
tectonique » de la Borie où le Viséen des unités inférieures affleure sous le
Dévonien inférieur. La nappe des monts de Faugères est découpée en lames
minces par des cisaillements plats. Les dimensions de ces sous-unités sont très
variables et si on peut distinguer certaines des plus grandes qui ont pu recevoir
des noms locaux, les plus petites peuvent avoir une épaisseur de l'ordre de la
centaine de mètres et il est impossible de les distinguer.
• Para-autochtone et autochtone présumés. Dans la région du Pin et du
Lau et au Nord de la nappe du mont Peyroux on trouve des terrains dévonoviséens
à l'endroit reposant sur la couverture normale de schistes de la zone
axiale (feuille Bédarieux). Ces petites unités où se rencontrent des plis couchés
hecto- à kilométriques constituent le substratum des grandes nappes et sont les
unités les plus profondes du versant sud.
• Olistostrome viséen. Dans la partie est de la feuille, le Viséen qui supporte
les écailles de Cabrières présente les caractères d'un olistostrome. Structuralement,
ce flysch est sous les unités type mont Peyroux (nappe du mont Peyroux,
nappe du Bissous sur la feuille Lodève). Ses rapports structuraux avec les
monts de Faugères ne sont pas connus avec certitude car il en est séparé par
une faille tardive (faille de Roquessels). Pour des raisons indirectes
(ressemblance avec l'autochtone du Pin et du Lau où le Viséen est
olistolithique, faible degré de métamorphisme, chevauchement vers le Nord de
la faille de Roquessels), ce Viséen a été considéré comme appartenant à une
zone externe de la chaîne et paraît constituer le substratum commun à toutes
les nappes.
• Klippes de Laurens—Cabrières. Il s'agit de lambeaux de nappes-écailles
dans lesquels le Dévonien plissé et raboté à la base repose par l'intermédiaire
d'un contact plat cisaillant sur le Viséen. Les schistes et grès de l'Ordovicien et
du Silurien constituent une semelle plastique qui a facilité la progression des
écailles.
• Paléozoïque post-hercynien. Le Stéphanien repose en discordance sur les
structures hercyniennes au Sud-Est de Laurens. La discordance qui permet de
dater la tectonique hercynienne est surtout visible sur le territoire des feuilles
Pézenas et Bédarieux.
Matériel affecté par la tectonique
Dans la Montagne Noire, les plissements et les charriages hercyniens
affectent un matériel sédimentaire dont l'âge va du Briovérien supérieur
probable (schistes S) au Viséen supérieur. La plupart de ces terrains sont
représentés dans le cadre de la feuille Saint-Chinian. La série paléozoïque
complète dépasse probablement 5 km d'épaisseur mais ce chiffre n'a pas
grande signification car la tectonique a rapproché et superposé des unités qui,
à l'origine, pouvaient être très éloignées. Comme on ne peut pas reconstituer
l'allure originelle des bassins, toute paléogéographie demeure extrêmement
hypothétique.
Le Cambrien inférieur semble montrer un passage continu depuis une série
schisto-gréseuse puis schisto-calcaire jusqu'à des dolomies et des calcaires
noduleux. Les calcaires diminuent d'épaisseur dans le rapport de 1 à 10 du Sud
vers le Nord. Si l'on tient compte de l'ensemble de la Montagne Noire, il semble
que les calcaires soient transgressifs sur diverses formations antérieures et
disparaissent vers le Sud. Au Cambrien moyen, la sédimentation redevient
progressivement argileuse puis de plus en plus gréseuse et l'on passe en
continuité à la sédimentation flyschoïde de l'Ordovicien. Les niveaux
détritiques qui se déposent alors ne sont certainement pas très profonds mais
leur aire de sédimentation est fortement subsidente puisque leur épaisseur
dépasse certainement 2 km. Cette subsidence est probablement due à une
distension et non à des plissements « calédoniens » car, dans le Mouthoumet
et le Minervois, du volcanisme se rencontre dans l'Ordovicien. De plus, des
intrusions alcalines semblent dater de cette époque dans la zone axiale. On ne
connaît pas de sédiment postérieur aux schistes du Landeyran (Arenig inf.). La
sédimentation reprend à l'Ordivicien supérieur, dans les écailles de Cabrières et
l'autochtone (?)', et au Dévonien inférieur dans les autres nappes. Cette
transgression ne s'accompagne pas d'une discordance nette (5° au maximum)
et nulle part dans la Montagne Noire on ne peut parler de plissement
calédonien.
Juste avant la transgression du Caradoc un volcanisme andésitique et
rhyolitique se produit dans les écailles de Cabrières. Les produits volcanosédimentaires
se retrouvent peut-être dans les séries infradévoniennes de la
zone du Jaur.
Au Dévonien la sédimentation devient carbonatée et le système présente
environ 600 m de dolomies, calcaires et calcaires argileux. Le Dévonien
inférieur et moyen présente des faciès de plate-forme carbonatée avec des
doiomies et des calcaires récifaux. Au Dévonien supérieur, la bathymétrie
change et il est probable que les faciès noduleux riches en fer et en manganèse,
les lydiennes en l'absence de faune néritique, (les hard-grounds marquent les
arrêts de sédimentation) indiquent des dépôts de plus grande profondeur. Le
changement des bathymétries pourrait être mis en corrélation avec la formation
à la même époque dans les zones internes d'une chaîne intradévonienne
(acadienne) la Montagne Noire étant alors située au bord d'un bassin externe
en avant de la chaîne.
La sédimentation devient progressivement siliceuse au Tournaisien avec le
dépôt des lydiennes. Après un bref épisode calcaire, dont on ne connaît pas
clairement la signification, sans doute brèches turbiditiques de talus la
sédimentation devient détritique avec le dépôt d'un flysch. La présence de
nombreux niveaux de turbidites, de slumping, d'olistolithes montre la grande
instabilité du bassin de sédimentation. Les sédiments qui se déposaient au pied
du talus continental proviennent très certainement de la destruction des plis
précoces apparus dans les zones internes (Nord et centre du Massif Central).
Le flysch viséen est donc un sédiment syntectonique mais il convient de
préciser qu'il est néammoins antérieur au plissement hercynien de la Montagne
Noire elle-même.
Le flysch est contemporain du plissement précoce des zones internes mais il
est lui-même affecté par les plissements des zones plus externes et il est engagé
dans les nappes au même titre que les terrains antérieurs.
Les plissements hercyniens de la Montagne Noire se produisent entre le
Viséen supérieur (et peut-être le Namurien inférieur) et le Stéphanien. Dans la
région de Laurens, mais surtout dans le bassin de Graissessac (feuille
Bédarieux), les conglomérats d'âge stéphanien moyen, peu déformés par les
phases tardives, recouvrent en discordance les structures hercyniennes. En
l'absence de dépôts réellement syntectoniques, on ne peut dater de façon
précise la tectonique, qui serait namuro-westphalienne. Cette estimation est
confirmée par de nombreuses déterminations géochronologiques effectuées
dans la zone axiale et qui attribuent au métamorphisme et à l'anatexie des âges
compris entre 310 et 290 M.A.
Evolution et style tectonique
Le trait essentiel de la tectonique du versant sud de la Montagne Noire est
l'existence de plis couchés à flanc inverse conservé, mis en place dans la zone à
schistosité et replissés ensuite. Deux problèmes concernent cette tectonique :
le sens de déplacement des nappes (et leur patrie d'origine) et la succession
des phases de plissement. Le sens de déplacement des nappes peut être
déterminé d'après des critères cartographiques et d'après des critères
microtectoniques. Dans l'ensemble du versant sud le déversement des nappes
est du Nord vers le Sud. Sur la feuille, ce déversement S—N est démontré par
l'allure de plis tels que ceux du Pin et du Lau et par les relations schistosité—
stratification là où la schistosité a un pendage faible, en particulier dans la
nappe de Pardailhan. Dans la mise en place des nappes on peut définir
plusieurs stades : d'abord la formation de vastes plis couchés (le flanc inverse
peut atteindre plus de 10 km) avec, dans les zones les plus profondes, le
développement concomitant d'une schistosité de plan axial de mieux en mieux
exprimée quand on se dirige vers le Nord et/ou vers le bas de l'édifice; dans un
deuxième stade la déformation est plus irrégulièrement répartie : elle est en effet
limitée à des zones de cisaillements d'une épaisseur comprise entre quelques
mètres et quelques dizaines de mètres dans lesquelles une deuxième schistosité
peut localement apparaître. Ces zones amènent le déplacement relatif d'unités
qui morcellent les plis couchés. On peut ainsi expliquer l'absence de flanc
normal dans la nappe du mont Peyroux en supposant simplement que grâce à
une zone de cisaillement le flanc normal est allé plus loin que le flanc inverse et
que la nappe de Pardailhan s'est substituée à ce flanc normal. Après cette
tectonique tangentielle il se produit des plis à plan axial subvertical orientés
N 70° E dont l'effet le plus évident est de replisser la schistosité. C'est à ce
moment que se forment les grands plis tardifs comme la synforme de
Roquebrun ou l'antiforme de Vieussan. Cette phase est contemporaine du
métamorphisme hercynien dont les effets sont surtout visibles dans le cadre des
feuilles Bédarieux et Saint-Pons.
Dans ce cadre tectonique les klippes de Laurens—Cabrières posent un
problème car leur style tectonique est tout à fait différent. Ces « nappes, surtout
développées sur la feuille de Pézenas se sont mises en place après le Viséen
supérieur qu'elles chevauchent par un contact mécanique (et avant le
Stéphanien). Le mécanisme de mise en place est très différent de celui des
autres nappes hercyniennes puisqu'il s'agit d'un chevauchement franc, plat,
n'intéressant qu'une mince tranche de terrains broyés » à froid et recoupant des
plis antérieurs (rabotage basai). Ces caractères sont ceux d'une tectonique plus
superficielle et d'une zone tectonique plus externe que la tectonique
synschisteuse. Ceci est en accord avec le fait que la série stratigraphique des
klippes est plus proche de celle du Mouthoumet au Sud que de celle des
nappes.
Failles tardi-hercyniennes
Le dernier épisode tectonique hercynien net correspond à un réseau de
décrochements dont les familles principales sont N.NE—S.SW à N—S
senestres et E—W à NW—SE dextres. Ces décrochements ont été datés en
gros du Stéphanien. Leur organisation d'ensemble n'apparaît pas sur la carte.
Mais on sait qu'à l'échelle de la Montagne Noire les décrochements de la
feuille Saint-Chinian sont des accidents mineurs satellites de décrochements
beaucoup plus grands. On sait également qu'ils sont apparus au cours d'une
compression NW—SE.
D'autres failles existent également sur le territoire de la feuille mais aucune
donnée ne permet de les rattacher à un épisode connu de tectonique.
TECTONIQUE PYRÉNÉENNE
Subdivisions structurales du chaînon pyrénéen
La feuille Saint-Chinian montre la majeure partie de l'arc de Saint-Chinian
qui fait partie du rameau pyrénéo-provençal du Languedoc méditerranéen dans
la région où celui-ci se courbe pour se raccorder aux structures de la nappe des
Corbières et à celles des Pyrénées. Dans la partie « pyrénéenne » de la carte, on
distingue un certain nombre d'unités, définies à la fois par leur histoire
tectonique et par leurs caractéristiques lithostratigraphiques.
• Substratum des écailles. Il est constitué par le Paléozoïque du versant sud
recouvert par une relativement mince couverture de terrains cénozoïques restés
tabulaires (Eocène autochtone).
• Ecailles inférieures. Il s'agit d'une série de petites écailles, dont la série est
plus ou moins analogue à celle de l'autochtone mais plus complète vers le bas,
et qui sont imbriquées les unes dans les autres. On distingue l'écaillé de
Cessenon et l'écaille du bois du Bousquet. Les écailles chevauchent vers le
Nord avec des contacts à pente faible. Le cas du pli de Réals, à l'extrémité
orientale du chaînon, est particulier car on ne voit pas de contact en surface
mais un chevauchement a été mis en évidence, en sondage, sous l'Eocène. Des
petites unités en chapelets, les copeaux intermédiaires, marquent la limite entre
les écailles inférieures et les unités supérieures (unité de Cazedarnes et nappes
de Cazouls).
• Unité de Cazedarnes. Elles est caractérisée par une série mésozoïque,
comprenant du Trias, du Lias et du Crétacé supérieur, et cénozoïque
(Vitrollien). Ces terrains sont affectés par des plis à rayon de courbure hecto- à
kilométrique, cylindrique, à plan axial subvertical. Les plis sont tranchés à
l'emporte-pièce par des chevauchements plats, postérieurs aux plis dont ils
sont totalement indépendants (les écailles ne dérivent pas de l'exagération de
plis déversés).
• Unité (nappe) de Cazouls. C'est la plus haute des unités. Elle est
caractérisée par une série mésozoïque allant jusqu'au Dogger, avec
pratiquement très peu de Crétacé supérieur. Son contact de base subhorizontal
est très proche de la surface topographique actuelle et de ce fait il
dessine toute une série de klippes (par ex. l'écaille de Mus) et demi-fenêtres
qui démontrent bien son caractère allochtone.
• Formations syntectoniques. A la terminaison nord-orientale les unités
supérieures (Cazedarnes et Cazouls) reposent sur une formation rouge
conglomératique à bancs de conglomérats peu roulés. La formation augmente
depuis Cessenon vers le Sud-Est et se charge en même temps d'olistolithes
venant surtout des écailles inférieures. Alors qu'à Cessenon la formation repose
sur l'autochtone, plus à l'Est elle repose en discordance sur la charnière du pli
de Réals dont on sait par sondage qu'il est chevauchant. Cette formation
discordante sur les écailles inférieures, chevauchées par les unités supérieures
est donc syntectonique.
• Formations post-tectoniques. Toute la partie sud-est de la feuille est
occupée par les terrains post-pyrénéens. Il s'agit, pour l'essentiel, de Miocène
moyen marin et supérieur continental.
Matériel affecté par la tectonique
Le matériel sédimentaire affecté par la tectonique pyrénéenne comporte
d'une part un socle rigide déjà plissé à l'Hercynien et d'autre part une
couverture plus déformable constituée par les séries post-triasiques. Suivant les
unités la série débute par les niveaux plastiques du Trias ou par les niveaux
détritiques du Crétacé supérieur—Eocène inférieur.
• Série mésozoïque. La paléogéographie et l'évolution sédimentaire en sont
délicates à reconstituer car la patrie d'origine est inconnue ainsi que les
relations mutuelles des différentes unités. De plus les rapports du chaînon avec
les autres zones définies dans la chaîne pyrénéenne sont hautement
hypothétiques puisque, en arrière du chaînon, tout est recouvert par des
sédiments récents.
Du Trias au Lias supérieur le chaînon appartient à la bordure peu profonde
d'un grand bassin du Sud-Est. Le Trias correspond à l'ouverture de ce bassin
avec des dépôts évaporitiques. Au Lias le bassin devient marin, le chaînon
appartient toujours à une zone de bordure où les sédiments, peu épais,
présentent un faciès marin littoral (dépôts de plate-forme moyenne). Dans
l'autochtone on ne sait pas si ces faciès ont jamais existé ou s'ils ont été érodés
avant l'Eocène. Les mêmes conditions se poursuivent jusqu'au Dogger, dernier
niveau connu dans la série mésozoïque marine du chaînon. Dans celui-ci en
effet il y a lacune de tous les terrains du Jurassique supérieur, du Néocomien et
de la plus grande partie du Crétacé supérieur. Après le dépôt des bauxites la
sédimentation continentale reprend avec les Grès à Reptiles. Cette lacune est
due à une émersion suivie d'érosion qui se produit probablement à l'Albien (les
forages de Béziers à environ 20 km au Sud contiennent encore de l'Aptien
marin). Le chaînon appartenait donc à l'isthme durancien, nom mal choisi
d'une zone émergée E—W reliant le Sud du Massif Central aux Maures.
Pendant cette émersion les carbonates infra-crétacé supérieur sont karstifiés et
les poches ainsi réalisées sont remplies de bauxite.
La sédimentation reprend après la bauxite mais dans un contexte structural
différent. La sédimentation devient continentale et se fait dans des bassins
probablement en compression. Au Crétacé supérieur il se produit des plis à très
grand rayon de courbure : les synclinaux se remplissent de sédiments surtout
détritiques, palustres, lacustres ou fluviatiles («bassins subsidents »). A la fin
du Crétacé la sédimentation devient plus fine (marnes) et biochimique
(calcaires rognaciens) marquant ainsi le comblement des bassins et une
notable diminution de l'amplitude des mouvements verticaux. Au Vitrollien la
sédimentation redevient grossièrement détritique; les marnes rouges contiennent
de nombreux niveaux de grès et de conglomérats qui montrent une reprise
de l'activité tectonique de la région (le chevauchement et le plissement du « pli
de Montpellier », structure qui prolonge plus ou moins vers l'Est l'arc de Saint-
Chinian, se sont produits à cette époque). Cependant on ne connaît pas de
preuve de plissement d'âge paléocène—éocène inférieur dans l'arc lui-même.
La sédimentation devient progressivement marneuse et calcaire marquant un
retour progressif à une période de calme tectonique où se produisent seulement
des mouvements de très faible amplitude (transgression de l'Yprésien). La
tectogenèse majeure se produit au cours de l'Eocène supérieur où l'arc se plisse
puis chevauche en alimentant les brèches syntectoniques à son front.
Style et évolution tectonique
L'arc de Saint-Chinian présente fondamentalement deux types de
structures : d'une part des plis, d'autre part des écailles ou chevauchements à
pendages faibles. Le plissement affecte tous les terrains jusqu'à l'Eocène
inférieur (pli de Réals). Il s'agit d'un plissement isopaque donnant des plis
réguliers d'un rayon approximativement kilométrique, à peine déversés vers le
Nord. Ces plis se sont formés près de la surface, en l'absence de toute charge
notable et présentent cependant un caractère ordonné qui suggère un serrage
lent et progressif où les roches peuvent, en grand, se comporter de façon
souple. Ce premier épisode est suivi d'une phase d'érosion au cours de laquelle
se réalise une surface d'érosion. En même temps que cette érosion se
produisent des phénomènes de cisaillement qui individualisent toute une série
d'écailles rigides.Il ne semble pas que le passage de la tectonique souple à la
tectonique cassante soit progressif. Au contraire, les surfaces listriques planes
ne tiennent aucun compte des structures antérieures. La fracture initiale a dû
apparaître de façon très brutale dans les roches, assez rapidement du moins
pour que les hétérogénéités n'influencent pas sa géométrie. Comme elle coupe
des structures plissées antérieurement elle définit de part et d'autre de sa
surface une troncature basale dans l'élément supérieur et une troncature du
sommet dans l'élément inférieur. Au cours du temps le chevauchement ainsi
réalisé peut évoluer de deux manières :
— le système peut se bloquer et une deuxième surface apparaît déterminant
une lame mince entre deux cisaillements,
— le chevauchement peut arriver en surface et progresser sur une surface
d'érosion où il provoque un rabotage des reliefs résiduels.
Le déplacement cumulé du chevauchement principal (base de l'unité de
Villespassans) et des écailles secondaires dépasse probablement la vingtaine de
kilomètres, chiffre auquel il convient d'ajouter le raccourcissement dû aux plis
et celui dû aux écailles en arrière de l'arc et découvertes par sondage. Il semble
acquis que les structures de l'arc ne résultent pas du glissement d'une
couverture sur une semelle plastique sous l'effet de la seule gravité car ce
mécanisme implique une pente vers le Nord alors que les cisaillements
plongent au Sud. Le mécanisme générateur des cisaillements semble bien être
une compression généralisée provoquant un raccourcissement de l'ensemble
socle—couverture, dont le moteur est à rechercher dans le golfe du Lion. La
gravité n'est intervenue comme mécanisme dominant que dans la mise en place
des éléments frontaux, i.e. les olistolithes de la formation rouge.
En dehors du chaînon lui-même, on connaît mal les effets de la tectonique
pyrénéenne. Si l'on juge d'après le Tertiaire autochtone, il semble que ces effets
soient très faibles. Cependant il n'est pas exclu que des failles anciennes du
socle aient rejoué au Pyrénéen. Sur la feuille Bédarieux, on voit que les monts
de Faugères chevauchent le Tertiaire du fossé de Bédarieux par l'intermédiaire
d'une faille inverse raide, localement horizontale près de la surface. La
tectonique pyrénéenne est donc, dans la région, cassante et discontinue,
pratiquement limitée au rejeu des failles antérieures.
ÉVOLUTION POST-PYRÊNÊENNE
Après l'orogenèse pyrénéenne la région est restée relativement stable mais
affectée néanmoins de mouvements verticaux de faible amplitude. En raison de
la rareté des dépôts bien datés la nature de ces mouvements est difficile à
mettre en évidence, d'autant plus qu'il faut raisonner à partir de surfaces
d'érosion mal définies, très proches les unes des autres et le plus souvent
polygéniques. Le problème est compliqué par le fait qu'il existe des surfaces
d'érosion anté-pyrénéenne dans le massif paléozoïque. Il s'agit en particulier de
la surface antétriasique bien définie sur les feuilles voisines Lodève et Pézenas
et de la surface antétertiaire visible dans la partie sud-est de la feuille, où elle
est fortement découpée par le réseau hydrographique (rappelons que dans
l'Ouest de la Montagne Noire, cette surface est très bien définie et qu'elle passe
d'une altitude de 100 m environ à près de 1 200 m au pic de Nore). Cette
surface antétertiaire semble être la plus importante dans le Paléozoïque (où elle
doit rester proche de la surface antétriasique). Elle subsiste sous forme de
reliques entre 600 et 700 m dans la partie centrale du versant sud (par exemple
à la Lande, plateau de la Bouisse, région de Camprafaud). Au bord sud-est du
massif hercynien, elle dessine une flexure et passe sous le Tertiaire aux environs
de 200 m d'altitude. Cette surface est certainement polygénique car elle peut
localement être cachée par des dépôts post-pyrénéens, en particulier par les
cailloutis bartonien supérieur d'Autignac.
La tectonique post-pyrénéenne ne peut guère être reconstituée que par les
déformations enregistrées : par cette surface dans les terrains paléozoïques et
par une surface anté-miocène basculée qui passe de l'altitude moyenne de
300 m, dans l'Ouest de l'arc de Saint-Chinian, à 150 m environ à la terminaison
est de l'arc. Cette surface a pu s'installer à l'Oligocène inférieur comme dans le
reste du Languedoc.
Au Miocène la mer revient avec la transgression des dépôts molassiques
burdigaliens ou helvétiens. La limite des affleurements actuels coïncide à très
peu de chose près au rivage de la mer miocène qui n'a pas dépassé, vers
l'Ouest, une barrière constituée par le versant sud de la Montagne Noire et l'arc
de Saint-Chinian. La limite des faciès marins littoraux est marquée par la
présence des récifs et par les formations rouges torrentielles interstratifiées dans
les faciès marins, ainsi que par des failles normales anté- à syn-miocènes.
Au Miocène supérieur la régression générale de la mer voue la région au
domaine continental. Une intense érosion dissèque les assises marines
fraîchement déposées.
Au Pliocène moyen une nouvelle transgression atteint la région de Cessenon
en remontant le cours encaissé d'une vallée proche de l'Orb actuel.
La tectonique post-pyrénéenne se manifeste par des rejeux locaux et
discontinus sur l'axe Cévennes—Alaric. Des failles normales à regard sud
affectent les couches miocènes dans les secteurs d'Autignac—Saint-Geniès et
de Quarante. Ces manifestations auraient persisté jusqu'au Quaternaire récent.
Des basculements de glacis et des failles normales de plusieurs dizaines de
mètres de rejet ont en effet été mis en évidence plus au Sud-Ouest dans la
région de Lézignan-Corbières.
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