I - Introduction

1Les formations quaternaires du bassin de l'Orbieu ont été décrites dans de nombreux travaux (P. BRUNET, 1957 ; F. ELLENBERGER et M. GOTTIS, 1967 ; J. LE COZ, 1967 ; P. BIROT, 1969 ; F. ELLENBERGER et al., 1987 ; G.M. BERGER et al., 1990 ; P. AMBERT, 1991, 1994 ; J.P. LARUE, 2001, 2007). Cependant l'âge de ces formations reste incertain et les interprétations paléomorphodynamiques et tectoniques divergent d'un auteur à l'autre. Par exemple, la terrasse de l'aérodrome, entre Ferrals et Lézignan (Fig. 1), daterait du Mindel pour J. LE COZ (1967), du Riss pour F. ELLENBERGER et M. GOTTIS (1967), P. BIROT (1969) et F. ELLENBERGER et al. (1987). Les lambeaux de travertins situés à des altitudes différentes s'expliquent, soit par la mise en place de plusieurs générations de travertins selon J. LE COZ (1967), soit par des rejeux tectoniques dénivelant une seule génération de travertins, selon F. ELLENBERGER et M. GOTTIS (1967) et P. BIROT (1969). Mais, pour F. ELLENBERGER et M. GOTTIS (1967), les travertins seraient postérieurs à l'accumulation de la nappe alluviale du Riss, alors que pour P. BIROT (1969), ils se seraient mis en place après le remblaiement du Mindel. Enfin, alors que P. AMBERT (1991) minimise la néotectonique, F. ELLENBERGER et M. GOTTIS (1967) prolongent les rejeux de faille jusqu'au Pléistocène moyen.

2Or l'identification et la datation des différentes formations, qu'elles soient alluviales, colluviales ou travertineuses, sont indispensables pour confirmer ou infirmer l'activité tectonique quaternaire dans cette région des Corbières. L'étude géomorphologique détaillée et la reconstitution de la géométrie des différentes formations, entre Ribaute et Lézignan, permettent de préciser certaines étapes de l'évolution morphodynamique et tectonique de ce secteur, étapes qui nous n'avions auparavant qu'esquissées (J.P. LARUE, 2001, 2007).

II - Méthodes d'étude

3Après avoir vérifié les formations quaternaires sur le terrain et les avoir parfois redélimitées dans l'espace, afin de les cartographier, nous avons cherché à reconstituer leur plancher en utilisant les coupes visibles et divers sondages. Comme les altitudes relatives ne permettent pas de relier tous les lambeaux alluviaux de l'amont à l'aval et qu'une altitude identique n'est pas gage de même appartenance, il convient d'étudier les matériaux. Afin de les caractériser et d'individualiser plusieurs nappes, l'observation des coupes sur le terrain a été complétée par l'analyse sédimentologique effectuée sur les échantillons localisés sur la figure 1 et le tableau I. L'altération progressant avec le temps, le matériau des terrasses est en général d'autant plus altéré qu'elles sont plus anciennes, à condition toutefois de comparer des environnements semblables. La composition en minéraux lourds renseigne sur l'origine des flux et permet aussi de caractériser chaque nappe. Les spectres minéralogiques varient d'une formation à l'autre, car les sources de sédiments se sont modifiées au cours du temps en fonction de l'évolution des bassins versants, du décapage progressif des profils d'altération anciens et de l'encaissement des cours d'eau, mais aussi parce que l'altération contribue à faire disparaître les minéraux les plus fragiles dans les formations les plus anciennes. Concentrés selon la méthode densimétrique de séparation au bromoforme (A. PARFENOFF et al., 1970), les minéraux lourds ont été déterminés au microscope optique par R. ÉTIENNE. Les pourcentages de minéraux transparents (Tab. II) ont été calculés à partir de l'analyse d'environ 200 grains de taille entre 50 et 400 µm. Par ailleurs, les poudres de la fraction < 50 µm ont été soumises à la diffractométrie des rayons X, afin de déterminer les minéraux argileux et d'apprécier les teneurs en calcite et en quartz. Les spectres ont été réalisés avec un diffractomètre de poudre muni d'une sonde à compteurs à scintillation, pour la raie K alpha du cuivre.

III - Données géomorphologiques

4À l'aval d'un bassin versant de 586 km², l'Orbieu à Luc-sur-Orbieu est un cours d'eau de régime pluvial méditerranéen sujet à de sévères étiages estivaux (40 l/s en août 1974) et à des crues de saison froide catastrophiques, comme celles de décembre 1996 (980 m3/s) ou de novembre 1999 (1100 à 1600 m3/s, 80 à 150 ans detemps de retour), qui lui donnent une forte compétence, permettant le transport de lacharge de fond.

5Affluent de rive droite de l'Aude, coulant du sud-ouest au nord-est, l'Orbieu sort du cadre montagneux des Corbières en aval de Ribaute (voir Fig. 1). En amont, le cours, à pente supérieure à 4,7 ‰, décrit des méandres encaissés en traversant le chaînon de Lagrasse. En aval, l'Orbieu pénètre dans le demi-graben de Camplong-Fabrezan, empli de sédiments tendres (molasse miocène) butant au nord-ouest contre la faille distensive de Camplong-Graffan, située dans le prolongement de la faille des Cévennes d'orientation OSO-ENE (F. ELLENBERGER et al., 1987). La pente du cours diminue rapidement (2,7 ‰ entre Ribaute et Fabrezan, puis 1,5 ‰ jusqu'à la confluence avec l'Aude) et la vallée s'élargit en prenant des allures de plaine accidentée de buttes de taille et d'altitude variées. L'étude morphologique révèle trois secteurs de l'amont à l'aval.

6De Ribaute à Fabrezan, deux générations de glacis d'érosion se raccordent à deux niveaux de terrasses étagées. Ainsi le glacis de Pechlat donne une butte d'inversion de relief présentant une pente de 5 ‰ vers l'Orbieu. À Camplong, les glacis supérieurs se raccordent à la haute terrasse, qui se réduit elle-aussi à des buttes d'inversion de relief dont l'altitude relative par rapport au lit mineur de l'Orbieu diminue plus rapidement vers l'aval que la pente du sommet de la terrasse inférieure qui engendre un replat continu (Fig. 2).

7Le secteur de Fabrezan-Ferrals est caractérisé par la réduction des glacis et des terrasses alluviales, et par le développement de formations carbonatées (tufs et travertins) qui engendrent les buttes de Notre Dame de Consolation, de la Caune et de la Tuilerie et le plateau de Graffan, situés à des altitudes relatives différentes (Fig. 3). La distinction des tufs et des travertins revient à J. VAUDOUR (1981) : les premiers sont tendres, poreux et vacuolaires, alors que les seconds présentent des faciès indurés composés de carbonates purs. Des alluvions grossières sont conservées sous les travertins de la butte de Notre Dame de la Consolation (Fig. 2-B). La butte de la Tuilerie, qui culmine à 111 m, montre, au-dessus des marnes bleues du substrat, 1,50 m de limons marneux incorporant des galets calcaires de 10 cm de diamètre moyen, puis des tufs vacuolaires dont l'épaisseur varie de 1 à 3 m (Fig. 4­A). Le plateau de Graffan forme un plan incliné de 25 ‰, du NO (100 m d'altitude) au SE (75 m), mais sa topographie est très irrégulière, avec des dépressions et des buttes de 5 à 6 m de dénivelée. La stratigraphie précise est encore mal connue, faute de sondages ; néanmoins les affleurements sur la bordure du plateau et les carrières d'exploitation de la Pierre de Lègnes montrent une alternance de bancs massifs de travertins, de tufs plus vacuolaires et de limons marneux. Localement, à la base, on trouve sur environ 1,50 m d'épaisseur, des argiles incluant quelques galets, des limons blanchâtres et des tufs à gastéropodes. La carrière exploitée montre un banc de 2 m de calcaire massif (Photos 1 et 2), puis sur environ 2 m d'épaisseur, une alternance de lits marneux gris (échantillon 4), de lits sableux (échantillon 5) et de calcaire plus vacuolaire (Fig. 4-B). Les tufs à tubulures résultent d'un encroûtement in situ des roseaux de marécages restés le plus souvent en position verticale, mais aussi parfois couchés, et donnant des cavités cylindriques. Au carrefour des Quatre Chemins, les travertins recouvrent les alluvions grossières de la terrasse alluviale (Photo 3), notée Fw sur la carte géologique de Lézignan-Corbières (G.M. BERGER et al., 1990) et Fx sur celle de Capendu (F. ELLENBERGER et al., 1987), et localement une lentille de limons marneux s'intercale entre les deux formations (Fig. 4-C).

8De l'aval de Ferrals à la confluence avec l'Aude, les formations alluviales s'étalent amplement et forment des cônes d'accumulation emboîtés. Malgré de faibles différences altitudinales, quatre niveaux peuvent être distingués dans la région de Lézignan (Fw, Fx, Fy 1 et Fy 2).

9Le raccordement des diverses formations de l'amont à l'aval et leur datation sont nécessaires avant d'esquisser l'évolution paléogéographique.

IV - Résultats

10Afin d'éviter toute confusion dans la notation des différentes formations alluviales, nous donnons les équivalences entre la nomenclature que nous avons retenue et celles des cartes géologiques (Tab. III).

11Les galets calcaires et les grés de l'Orbieu proviennent de la molasse éocène et des calcaires maastrichiens des bancs de Pechlat. Les nappes F3 et F2 ont des compositions semblables, mais la taille des galets est plus forte (8 cm en moyenne) pour la première que pour la seconde (6 cm en moyenne). Les calcaires représentent environ 30 % des galets et les grés présentent des cortex roux dont l'épaisseur dépasse le centimètre pour F3. Plus riche en galets calcaires et recouverte de limons de débordement, la nappe F1 apparaît moins altérée et moins indurée que les précédentes.

12Les analyses de minéraux lourds indiquent que les apports de l'Orbieu sont caractérisés par l'association zircon-grenat. Les variations apparaissent importantes de l'amont à l'aval : le zircon décline de 34,5 % à 24,5 % entre Ribaute et Lézignan, alors que le grenat augmente de 29 à 48,5 %. Au sud-est de Lézignan, l'éventail alluvial de l'Orbieu comporte quatre nappes emboîtées qui peuvent être distinguées par la composition en minéraux lourds : la plus haute F4 (échantillon 22) est plus riche en zircon, grenat et tourmaline que les niveaux inférieurs F3 et F2 (échantillons 15 et 25) qui enregistrent une montée progressive de la hornblende verte et l'apparition de minéraux d'origine volcanique (sphène, augite, olivine).

13La détermination de minéraux par diffractométrie des rayons X complète ces données (Tab. IV). Les bas niveaux (F0 et F1) sont caractérisés par la prédominance de l'illite sur les smectites et la kaolinite, alors que les moyennes terrasses (F2 et F3) enregistrent l'inverse. La calcite est présente dans tous les échantillons, mais le rapport calcite/quartz varie selon la localisation de l'amont à l'aval d'un même niveau (0,54 à Ribaute et 1,16 à Lézignan, pour la nappe F4 de l'Orbieu), mais également d'une terrasse à l'autre (1,69 pour F1 et 0,54 pour F4 au droit de Ribaute).

14L'utilisation conjointe des méthodes précédentes permet de raccorder de l'amont à l'aval les niveaux suivants (voir Fig. 1) :

• la haute terrasse (F4) est représentée, de Ribaute à Olivery, par des buttes d'inversion de relief dont l'altitude relative décroît rapidement de l'amont vers l'aval ;

• la moyenne terrasse supérieure (F3) n'est conservée qu'à l'est de Lézignan ;

• la moyenne terrasse inférieure (F2) n'existe que localement de Luc à Villedaigne ;

• la basse terrasse (F1) non encroûtée est plus continue, elle s'étale à l'aval de Luc et passe sous les alluvions récentes (F0) de la plaine alluviale près de la confluence avec l'Aude.

15Les limons fossilifères encadrant les travertins de Ferrals ont donné une faune de marécages caractéristique du Quaternaire selon A. COMBES (1962) et F. ELLENBERGER et M. GOTTIS (1967), mais aucune datation précise n'existe pour la vallée de l'Orbieu. Aussi serait-il intéressant d'obtenir une datation des travertins.

V - Implications morphodynamiques et tectoniques

16Dans le bassin de l'Orbieu, on retrouve les cinq niveaux alluviaux principaux signalés par M. CALVET (1994). Les profils longitudinaux (voir Fig. 3) suggèrent un soulèvement important du secteur amont et une subsidence du secteur aval. Un dispositif similaire existe dans la vallée de la Têt (B. DELCAILLAU et al., 2004). Le soulèvement pourrait expliquer la destruction des moyennes terrasses à l'amont. En tout cas, la faille de Camplong a rejoué postérieurement à la mise en place des travertins qui sont dénivelés (Fig. 2-A). D'ailleurs, le développement des accumulations travertineuses plaide en faveur de rejeux tectoniques.

17Ainsi que le résume F HOFFMANN (1998), les tufs et travertins sont des dépôts carbonatés exokarstiques issus de la précipitation des carbonates contenus dans les eaux drainant des terrains calcaires. Qu'ils soient localisés à l'exutoire de sources ou dans des vallées (F. MAGNIN et al., 1991 ; F HOFFMANN, 1998), les travertins sont souvent considérés correspondre à des conditions climatiques tempérées chaudes et plus ou moins humides (A. WEISROCK, 1986 ; F. DRAMIS et al., 1999 ; A. MARTIN-ALGARRA et al., 2003). Certains auteurs les associent à une puissante activité biologique d'organismes responsables d'une biocristallogenèse de carbonate de calcium (J.P. ADOLPHE, 1981, 1986 ; J. CASANOVA, 1981 ; A. PENTECOST, 1995 ; M. PEDLEY et al., 2009). D'autres, dans la logique des équilibres calco-carboniques (H. ROQUES, 1964) et à la lumière d'analyses du carbone 13, les font résulter uniquement (M. BAKALOWICZ, 1988, 1990) ou essentiellement (C. MARTIN, 1988, 1991) de la géochimie des eaux incrustantes. Pour M. BAKALOWICZ (1990), dans les Corbières, les fortes teneurs en carbone 13 excluraient l'hypothèse biologique ; la précipitation de carbonate serait provoquée par l'évasion du gaz carbonique de la solution sursaturée en calcite par un mélange d'eaux carbonatées calciques et d'eaux riches en sulfates et en magnésium. Les travertins témoigneraient d'une activité tectonique permettant des venues considérables de gaz carbonique d'origine profonde dans les aquifères karstiques.

18Dans la vallée de l'Orbieu, ces dépôts carbonatés se sont mis en place à partir de sources localisées à proximité de la faille de Camplong, sur un relief marqué qui a pu favoriser l'agitation de l'eau et le dégazage du gaz carbonique. Ce dégazage serait activé par la forte différence thermique existant entre le substrat et l'atmosphère au début des phases de réchauffement interglaciaires (F. DRAMIS et al., 1999). En outre, la consommation de gaz carbonique par les plantes des marais a dû encore accélérer la précipitation de la calcite. Les organismes biologiques ont certainement joué un rôle important dans la mise en place de ces dépôts. La sursaturation en calcite des sources peut s'expliquer par la dissolution par les eaux karstiques des roches carbonatées primaires qui affleurent localement à cause de la tectonique. L'existence de brèches à ciment travertineux près de la faille atteste du fonctionnement de cette dernière et de la mise en place rapide des travertins qui dépassent probablement 10 m d'épaisseur en ce lieu. Deux générations de travertins existent dans le bassin de l'Orbieu : les travertins de Notre Dame de la Consolation sont postérieurs à la nappe F5 qu'ils recouvrent et ceux de Graffan sont postérieurs à la nappe F4. De par leur position et les restes biologiques qu'ils renferment, les uns et les autres se sont formés en milieu interglaciaire.

19Le canevas tectonique de la région montre que des rejeux de faille au Quaternaire sont plausibles. Appartenant à une jeune marge passive, la région des Corbières se situe à la jonction de trois domaines : la chaîne pyrénéenne, le Golfe du Lion et le bassin du Sud-Est. Elle présente une structure complexe de chevauchements, de horsts et de grabens (A. GENNA, 1989) due à l'orogénèse pyrénéenne et aux extensions oligo-miocènes (M. SÉRANNE et al., 1995 ; A. GENNA et al., 1997). Des Pyrénées à la Provence, les structures compressives (chevauchements) d'âge crétacé à éocène ont été recoupées par les structures extensives (failles normales et bassins syn-rift) du rifting oligocène. Ainsi la nappe des Corbières, mise en place à la fin de l'Éocène, a été charriée sur les terrains crétacés et éocènes, puis les épisodes d'extension ont engendré le dispositif en horst et graben. H. ROUVIER et al. (2012) ont mis en évidence des rotations régionales dans la virgation des Corbières, qui assure la jonction entre la chaîne pyrénéenne et les structures du Languedoc oriental. Il en résulte que "les surfaces de décollement peuvent être réactivées en sens inverse de leur jeu originel éocène". Les failles ENE-OSO, situées dans le prolongement de la faille des Cévennes et de la faille de Nîmes, comme celle de Camplong, ont ainsi pu rejouer à plusieurs reprises au cours du Plio-Quaternaire, en régime soit extensif, soit compressif.

20C. GORINI et al. (1991) pensent que l'extension explique la structure actuelle. En effet, liées à la subsidence thermique du bassin provençal, les structures gravitaires extensives les plus tardives, pliocènes et quaternaires, affectent les hémi-grabens externes de Thézan et de Lézignan-Camplong. Les failles-limites de la bordure nord-ouest plongent fortement vers le sud-est et réactivent en profondeur les discontinuités faiblement inclinées vers le sud-est du chevauchement pyrénéen. En revanche, le retour à un régime compressif depuis le Pliocène est privilégié par d'autres auteurs (H. PHILIP et al., 1992 ; B. GRELLET et al., 1995 ; M. CALVET, 1994). L'inclinaison vers l'est des travertins de Graffan s'accorde mieux avec un régime de compression qu'avec le modèle de structures gravitaires distensives.

21Bien que plus modestes qu'au Tertiaire, les déformations quaternaires compressives (M. CALVET, 1994 ; J.M. CAROZZA et S. BAIZE, 2004), ont dû favoriser la réactivation d'une partie des failles et structures préexistantes. La faille de Camplong a ainsi rejoué postérieurement à la mise en place des travertins de Graffan. Actuellement, la vitesse du soulèvement va en diminuant en s'éloignant des Pyrénées (A. GENNA et al., 1997). Dans les Pyrénées orientales, la néotectonique est caractérisée par des coulissages et des failles inverses qui affectent les dépôts du Saalien et du Weichsélien (H. PHILIP et al., 1992). Toutefois, en analysant la faille de la Têt, J.M. CAROZZA et S. BAIZE (2004) indiquent que les mouvements tectoniques pléistocènes apparaissent faibles et leur impact sur les caractéristiques du drainage limité. Dans les Corbières, les mouvements se révèlent de plus en plus ténus en allant vers le littoral, comme par exemple les déformations de la dalle de travertins de Leucate ou les failles normales affectant des remplissages karstiques postérieurs à 0,7 Ma, au nord de Salses (M. CALVET, 1999). Les défluviations de l'Aude en amont de la confluence avec l'Orbieu résultent plus de déformations souples, à moyen rayon de courbure, que du rejeu de la structure faillée préexistante (J.P. LARUE, 2007).

VI - Conclusion

22L'analyse sédimentologique nous a permis de distinguer et de raccorder de l'amont à l'aval les différentes nappes alluviales de l'Orbieu qui forment des terrasses étagées à l'amont et emboîtées à l'aval, situation qui se retrouve dans les vallées du Roussillon. L'étude des formations quaternaires et la reconstitution de leur géométrie sont donc un moyen efficace pour détecter des déformations tectoniques de faible ampleur. La néotectonique, qui a été favorisée par la poursuite de la compression affectant une structure complexe, a été active jusqu'à l'accumulation de la nappe de la basse terrasse F1 probablement weichsélienne. Les travertins de Graffan développés en milieu interglaciaire, comme la plupart des travertins européens (F.N. BRAUM et al., 2000 ; N. HORVATINCIC et al., 2000 ; M. SOLIGO et al., 2002 ; S. ORDONEZ et al., 2005, M. PEDLEY, 2009), ont été dénivelés par le rejeu de la faille de Camplong. Une datation des travertins (voir Photo 2) par la méthode U-Th a été commandée, cette méthode ayant donné de bons résultats en Espagne du Sud (M. KELLY et al., 2000 ; A. MARTIN-ALGARRA et al., 2003) et en Italie (M. SOLIGO et al., 2002). Une datation par résonance paramagnétique électronique (RPE) des alluvions de la terrasse F4 est également attendue. S'il apparaît d'ores et déjà que les travertins sont postérieurs à la nappe alluviale F4, disposer de ces datations permettrait de mieux caler la haute terrasse F4 de l'Orbieu et ainsi d'esquisser une chronologie relative pour tout le système des terrasses. En complément, l'analyse morphométrique du bassin versant de l'Orbieu pourrait apporter des preuves supplémentaires concernant les déformations tectoniques signalées.

Remerciements : Nous remercions Robert ÉTIENNE, pour la détermination des minéraux lourds, Anne-Marie MERCIER, pour les analyses chimiques et diffractométriques, et Mathias BOUNHENG, cartographe à l'Université Paris-Est-Créteil, pour la mise au net des figures. Cet article a aussi bénéficié des suggestions et critiques constructives de deux relecteurs anonymes qui ont œuvré en relation avec Bertrand LEMARTINEL, et de celles de Claude MARTIN.