I - Introduction

1La thèse du géologue P. DEMANGEON (1959) a suscité l'intérêt souvent passionné des géomorphologues travaillant sur le Massif Central et ses bordures sédimentaires. On le constate d'entrée avec l'article dithyrambique de P. MARRES (1961) et, après bien des recherches, les thèses de A. LE GRIEL (1991), P. AMBERT (1991) et C. GIUSTI (2002) en réexaminent les données et les interprétations. Il y a à cela deux raisons principales : d'abord le nombre élevé des analyses de minéraux lourds, toujours afférentes à un contexte lithostratigraphique scrupuleusement décrit, ensuite le souci constant d'établir un lien direct entre relief et dépôts corrélatifs. Ainsi, selon P. DEMANGEON (1959, p. 10), "La sédimentation détritique est déterminée à chaque époque par l'existence de reliefs et par leur répartition : au long de l'histoire tertiaire du Languedoc, son étude sera donc nécessairement guidée par la suite des phénomènes orogéniques". Pourtant un demi-siècle après, malgré les nombreuses recherches consacrées à la bordure sud du Massif Central (H. BAULIG, 1928 ; S.J. ALBAILLE, 1967 ; E. COULET, 1978 ; P. AMBERT, 1984-a, 1984-b, 1984-c, 1991, 1994 ; M. DERRUAU, 1992 ; P. AMBERT et al., 1998 ; A. LE GRIEL, 1991 ; R. ÉTIENNE, 2001 ; C. GIUSTI, 2002 ; M. SÉRANNE et al., 2002 ; J.P. LARUE, 2004), il reste beaucoup d'incertitudes concernant le nombre et la chronologie des aplanissements et l'existence d'une ou de plusieurs phases de soulèvement du Massif central.

2En utilisant les données de P. DEMANGEON, les connaissances acquises sur le métamorphisme de la Montagne Noire (B. ALABOUVETTE et al., 1982, 1993, 2003 ; M. DEMANGE, 1998) et nos propres résultats, ce travail vise d'abord à mieux mettre en évidence les roches sources des minéraux lourds contenus dans les dépôts corrélatifs, puis à repérer les variations des spectres minéralogiques dans la sédimentation néogène du piémont avant de les expliquer par l'érosion et la tectonique. Ensuite, à partir d'un transect nord-sud dans le Saint-Chinianais, les rapports entre les différents aplanissements et les accumulations sédimentaires du piémont seront analysés. Il faudra s'interroger, comme l'a fait P. DEMANGEON, sur l'existence ou non, pour la période considérée, d'un relief sur l'emplacement du chaînon de Saint-Chinian pouvant faire obstacle aux apports directs de la Montagne Noire.

II - Résultats de P. DEMANGEON

3En analysant les formations détritiques du piémont languedocien, P. DEMANGEON a cherché à mettre en évidence les courants de transport et les conditions physiques de ces transports : "De la composition minéralogique, il a été possible ensuite de déduire l'emplacement, à chaque époque, des sources de minéraux et la direction des courants de transport". L'enregistrement de certains minéraux indicateurs permet de mesurer les progrès de l'érosion aux dépens du massif de la Montagne Noire. Ainsi, les dépôts riches en staurotide proviennent de l'érosion dans la couverture micaschisteuse alors que ceux qui renferment de la sillimanite indiquent que l'incision a atteint les zones profondes du métamorphisme de l'Espinouse et du Caroux. Lors de l'orogénie pyrénéo-provençale bartonienne, la mise en place du chaînon de Saint-Chinian a constitué un obstacle entre les zones érodées de la Montagne Noire et le piémont. Toutefois, la possibilité de relais n'est guère envisagée. Comme le remarque C. GIUSTI (2002), P. DEMANGEON s'est toujours tenu au plan de quatre disciplines scientifiques : stratigraphie, pétrographie, minéralogie et sédimentologie, sans jamais vraiment se soucier de l'intérêt que ses recherches pourraient présenter au plan géomorphologique. Ainsi, ses neuf cartes paléogéographiques localisent les terres émergées en tant que provinces contributives, mais sans indiquer leur spécificité géomorphologique. Quand il parle de front montagneux, on ignore l'énergie et la morphométrie des reliefs qui sont pourtant des facteurs importants de la morphogenèse et de la pédogenèse. Les phases d'aplanissement et d'incision sont à peine esquissées.

III - Les roches sources et les roches relais des minéraux lourds dans la bordure montagneuse : observations nouvelles

4Dans le bassin de l'Orb, la retombée du Massif central vers le bas pays languedocien se fait selon un étagement classique comprenant les hauts plateaux cristallins et métamorphiques de l'Espinouse et du Caroux (1000-1100 m), les Avant-Monts formés de roches primaires non métamorphiques (700-800 m), puis le piémont languedocien (< 300 m), forme d'érosion à l'amont et d'accumulation à l'aval (Fig. 1).

5Les plateaux de l'Espinouse et du Caroux correspondent à des volumes de roches résistantes granito-gneissiques où le métamorphisme élevé atteint l'isograde sillimanite (M. DEMANGE, 1998). Ainsi, la sillimanite et la topaze abondent dans les gorges d'Héric. Ces volumes sont enveloppés vers l'est par des métasédiments appelés "schistes X" dont S. BOGDANOFF et al. (1984), M. DEMANGE et S. HERRERA URBINA (1989) et B. ALABOUVETTE et al. (2003) ont distingué et cartographié les différents termes et leurs associations minérales significatives d'un métamorphisme moins élevé. La figure 2, établie à partir des cartes géologiques des auteurs précédents, en esquisse la coupe sur le versant nord de la moyenne vallée de l'Orb au droit du Poujol-sur-Orb : les schistes X 5 à X 7 sont caractérisés par l'association andalousite-staurotide et les micaschistes X 14-15 fournissent uniquement et en abondance de la staurotide. Le versant sud, sur la même figure, montre le contact tectonique complexe avec les terrains paléozoïques des Avant-Monts, contact auquel l'Orb moyen est adapté.

6Les Avant-Monts étaient considérés jusqu'à ces dernières années comme formés dans des roches sédimentaires exemptes de minéraux du métamorphisme, ces roches cambro-ordoviciennes à anté-cambriennes étant de beaucoup antérieures au métamorphisme hercynien de la Montagne Noire (S. BOGDANOFF et al., 1984 ; M. DEMANGE, 1998, 1999). P. DEMANGEON (p. 39) écrit "Au Cambrien, la mer qui recouvrait la Montagne Noire recevait des apports grossiers de terres émergées voisines où n'affleuraient sans doute ni série métamorphique profonde ni auréoles de contactimportantes. La composition minéralogique des grès cambriens se rapproche au contraire de celle des roches granitiques. Sans doute ces grès se sont-ils constitués surtout aux dépens de massifs plutoniques analogues à celui du Mendic et aujourd'hui cachés, au nord de la Montagne Noire sous des dépôts plus récents…". Cependant, nos recherches récentes (J.P. LARUE, 2004) ont permis d'établir que des silicates du métamorphisme (grenat, staurotide, andalousite), sont aussi présents dans les formations cambro-ordoviciennes des Avant-Monts occidentaux, les Monts de Pardailhan. Les échantillons sableux prélevés dans les alluvions actuelles de petits cours d'eau, comme le Rieuberlou, révèlent des minéraux lourds émoussés qui ont dû transiter depuis une zone métamorphique très ancienne et probablement liée au craton catalan. Les grès cambriens constituent donc une roche relais dont les éléments ont pu être redistribués sur le piémont. La partie orientale des Avant-Monts, les Monts de Faugères, reste par contre seulement distributrice de minéraux ubiquistes (zircon, tourmaline, oxydes de titane) conformément aux connaissances acquises.

IV - La progression de l'érosion dans la bordure montagneuse au cours du Néogène : son enregistrement par les minéraux lourds

7P. DEMANGEON (p. 367) évoque le problème en ces termes : "Les changements de la composition minéralogique dépendent en effet surtout des mouvements orogéniques qui, en provoquant une intensification de l'érosion dans certaines régions, entraînent la libération de minéraux nouveaux". Mais en quoi consiste ce changement, quels sont ces minéraux nouveaux ? Pour l'auteur et dans le cadre du Néogène, la sédimentation détritique continentale enregistre deux phases : d'abord des dépôts sans sillimanite alimentés par l'érosion des roches mésométamorphiques de l'enveloppe schisteuse de la Montagne Noire, puis des sédiments incluant de la sillimanite ("Après la régression pontique…sur les rivages du golfe de l'Orb arrive déjà la sillimanite des gneiss de l'Agout, libérée depuis peu…").

8Il est possible, à la lumière des travaux de S. BOGDANOFF et al. (1984) et des analyses complémentaires effectuées dans les schistes X métasédimentaires, d'être plus précis sur la progression de l'érosion dans la bordure du Massif central. La coupe de la figure 2 permet de déterminer à partir de quel niveau d'enfoncement de la vallée la distribution des minéraux lourds a pu être modifiée dans les alluvions d'un paléo-Orb. Comme les micaschistes X 14 et X 15 très riches en staurotide sont chevauchés par les terrains primaires des Avant-Monts, ils n'étaient pas atteints par l'érosion quand le fond de la vallée se situait aux environs de la cote 400 m, soit 250 m au-dessus du lit actuel. On avait alors en rive droite de l'Orb des apports équilibrés en andalousite et en staurotide, mais quand le niveau de 400 m a été dépassé vers le bas, la staurotide l'a nettement emportée sur les autres espèces. Ainsi, elle représente plus de 80 % des minéraux lourds des alluvions de l'Orb en aval du Poujol-sur-Orb (J.P. LARUE, 2004).

9La traduction de ce changement dans la sédimentation du bas pays est illustrée par le tableau I et le graphique de la figure 3. L'échantillon 0 représente la moyenne obtenue en analysant les alluvions sableuses de l'Orb, des terrasses et de la plaine alluviale actuelle (J.P. LARUE, 2004). Les échantillons 1 à 23 ont été prélevés par P. DEMANGEON à partir de coupes et d'affleurement dans les dépôts mio-pliocènes du piémont ; les lieux de prélèvement apparaissent en italique sur la figure 1. Les chiffres des quatre espèces minérales retenues (tourmaline, andalousite, staurotide et sillimanite) ont été cumulés et ajustés à 100 %. Cela permet de ne prendre en compte que les minéraux essentiels de provenance continentale. Par ailleurs, les positions stratigraphiques des échantillons de Montady ont été révisées en prenant en compte les travaux de P. AMBERT (1989, 1991, 1994) et P. AMBERT et al. (1998) sur le Messinien du Languedoc central et les critiques constructives de C. GIUSTI (2002, p. 395-396) relatives à ce reclassement ont été pour beaucoup dans la réalisation de ce tableau.

10Cela dit, la mise en présence des données qui précèdent avec celles de la sédimentation du Bas-Languedoc, proche de l'axe de l'Orb (dans le "golfe de l'Orb" selon l'expression de P. DEMANGEON), permet d'aboutir à une interprétation de la mise en place des volumes montagneux différente de celle qui a prévalu au milieu du siècle. Tout d'abord, la domination de la tourmaline dans les dépôts miocènes indique que les Avant-Monts de roches primaires étaient déjà en relief ainsi que l'antiforme de l'Espinouse-Caroux qui est responsable des apports d'andalousite et de sillimanite. Cette dernière augmente dès le Tortonien. Au Pliocène, les résultats se trouvent presque inversés, car la progression de l'érosion dans le haut pays atteint une zone très riche en staurotide qui écrase tous les autres minéraux lourds dans la sédimentation contemporaine, sauf la sillimanite, libérée par l'attaque directe des migmatites du Caroux, dans les gorges d'Héric en particulier.

11Cette interprétation tectonique directe propose un soulèvement important de la bordure du socle à la fin du Miocène. Elle est proche des conceptions de A. LE GRIEL (1991) qui date ce soulèvement du Turolien et s'accorde avec les résultats obtenus dans le centre-nord du Massif central (R. ÉTIENNE, 1984 ; R. ÉTIENNE et A. LE GRIEL, 1997). Elle se heurte toutefois à l'interrogation de C. GIUSTI (2002, p. 396) : "le passage de la staurotide au premier rang des minéraux lourds traduit-il plus que la ramification, la hiérarchisation et l'incision toujours plus avancée du réseau hydrographique ?". Cette question s'inscrit dans le cadre du modèle tectoniquement fixiste de H. BAULIG (1928) auquel l'auteur se réfère en partie. Pour tenter de répondre, il convient de dépasser si possible les seuls témoignages des minéraux lourds.

V - Un transect nord-sud du Saint-Chinianais au Bitterrois : formes majeures et sédimentation néogène

12Trois ensembles peuvent être distingués de l'amont vers l'aval (Fig. 1, 4 et 5) :

131 / La retombée des Monts de Pardailhan est constituée de roches schisteuses ou gréseuses structurées en nappes de charriage cisaillantes héritées de l'orogenèse hercynienne (M. DEMANGE, 1998) et déversées vers le nord.

142 / Au pied de cette retombée et entre la Cesse et l'Orb, le chaînon pyrénéo-provençal de Saint-Chinian est formé de roches sédimentaires allant du Trias à l'Éocène et disposées en nappes ou en plis hérités de l'orogenèse pyrénéenne (M. SÉGURET et A. BENEDICTO, 1999). Les matériaux dolomitiques (Lias), calcaires ou marneux (Crétacé) et détritiques plus ou moins consolidés appartenant au Trias et à l'Éocène (P. FREYTET, 1971) sont recoupés par trois surfaces étagées. La plus haute, celle de Villespassans, conservée sur les crêtes appalachiennes développées dans les roches dures (calcaires jurassiques et rognaciens, dolomies hettangiennes) est globalement inclinée vers le sud (280 m au nord, 220 m à Montouliers), mais présente une double pente de part et d'autre de Villespassans, bien traduite par les cours supérieurs divergents du Lirou et de la Quarante. Cette surface d'érosion domine le replat presque horizontal de Fontcaude façonné vers 200 m dans les marno-calcaires rognaciens. En dessous, le replat de Casal Vieil situé à 150 m en moyenne sur l'Eocène, présente une légère pente vers la vallée de l'Orb. Des lambeaux de molasse miocène subsistent sur les deux derniers replats.
Ces deux premiers ensembles sont séparés par une faille majeure en limite de socle dans l'axe de laquelle se modèle une dépression périphérique parcourue par le Vernazobre, affluent de l'Orb.

153 / Moins élevé, le troisième ensemble présente une topographie de croupes et de dépressions développées en grande partie dans des formations miocènes situées en position tectonique basse. Les failles majeures limitrophes de cet ensemble sont, au nord, la faille des Cévennes, appelée ici "faille de Creissan", et à l'ouest, le grand accident du Puech de Bize conforme à la courbure de l'arc de Saint-Chinian (F. ELLENBERGER, 1967). Le fonctionnement de ces deux accidents pendant le Miocène a rendu possibles les mises en place successives de trois formations géologiques :

• La molasse, marine à épicontinentale, d'âge burdigalien supérieur à serravalien, pouvant être limitée ou non par des conglomérats littoraux, est bien observable à l'ouest de Cruzy et au sud-est de Montouliers.

• Les marnes et calcaires continentaux des croupes de Belvèse et de Montredon sont datés du Tortonien par une riche faune de mammifères et par l'étude des rongeurs (J.P. AGUILAR, 1982).

• La formation à blocs de la digitation entre Montouliers et Cruzy est rapportée au Pliocène continental par la carte géologique de Béziers (G. BERGER et al., 1982) et par P. AMBERT (1991). J. LE COZ (1967) décrit sur le versant sud, entre 60 m et 200 m, "une formation très hétérométrique, comportant des alternances de limons jaunâtres, de petits bancs calcaires, de sables, de cailloutis, de galets de tailles diverses, et aussi des bancs de calcaires travertineux" qui résulterait d'"une sédimentation fluvio-lacustre recouvrant une topographie nettement différenciée". Cette formation, très hétérométrique et hétérogène, pourrait résulter d'un glissement en masse sur un versant abrupt, phénomène fréquent dans les vallées messiniennes du Bas-Languedoc (P. AMBERT et al., 1998). En effet, les pentes sont celles d'une vallée profondément incisée lors de la régression messinienne (5,7-5,3 Ma) et les produits du démantèlement, principalement calcaires, sont empruntés à des roches "d'origine régionale" selon P. DEMANGEON. De Quarante à Ensérune, l'interfluve entre le Lirou et la Quarante est constitué de conglomérats à galets calcaires et gréseux.

16Cette formation messinienne ne doit pas être confondue avec le cailloutis grossier entièrement siliceux qui coiffe la surface d'érosion de Villespassans, à l'ouest de Montplo-le-Haut, et qui ne se prolonge pas sur la formation à blocs dont la matrice est à 40 % carbonatée. La plupart des alluvions attribuées à une paléo-Cesse par B. GÈZE (1949, 1951) et J. LE COZ (1967) appartiennent donc à la formation à blocs légèrement remaniée en surface. Par ailleurs, les dépôts de Ginestas, attribués au Pliocène (G. BERGER et al., 1990), prouvent que la Cesse se dirigeait déjà vers l'Aude au Pliocène.

VI - Interprétations tectoniques

17Il convient alors de mettre en présence l'hypothèse tirée de la distribution des minéraux lourds dans le bassin de l'Orb (soulèvement majeur du socle à la charnière mio-pliocène) avec les données fournies sur le piémont par les autres traceurs. Au sud de la faille des Cévennes, les trois formations principales étudiées ci-dessus, bien datées et nécessairement successives, donnent de l'évolution du relief au Néogène les images suivantes (Fig. 4) :

• Pendant une grande partie du Miocène, la mer de la molasse ne reçoit d'apports grossiers que littoraux. Aucun cône de déjection ne vient traduire l'existence d'un relief notoire sur l'emplacement du Saint-Chinianais. La surface d'érosion de Villespassans paraît réalisée ou en voie de l'être.

• Au Tortonien, cette tendance s'accentue : les dépôts cette fois purement continentaux de Belvèse et de Montredon, bien datés, ne contiennent que des "apports locaux fins en grande partie hérités de la karstification des plateaux bordiers du Saint-Chinianais" qui témoignent d'une morphogénèse assoupie (P. AMBERT, 1994). D'autre part, la rapidité du comblement du bassin traduit, selon P. AMBERT, "le mobilisme contemporain de la faille de Bize" qui est une crypto-faille synsédimentaire interdisant tout emprunt aux brèches éocènes locales très redressées (G. BERGER et al., 1982).

• À la charnière Miocène-Pliocène, la formation à blocs de Montouliers-Cruzy ne semble pas avoir de moteur tectonique mais plutôt une cause principalement eustatique largement reconnue. Lors de la crise messinienne, le niveau de la Méditerranée s'est abaissé de 1500 à 2000 m (K.J. HSU et al., 1973 ; G. CLAUZON, 1996 ; B. BEAUDOIN et al., 1997 ; J. GARGANI, 2004) et l'incision régressive a atteint la bordure des Avant-Monts. Il en résulte une première conclusion : sur le piémont, à l'ouest de la percée de l'Orb, il n'existe pas, durant le Néogène, d'autre relief que la retombée du socle vers le bas-pays ; le chaînon de Saint-Chinian, censé jouer un rôle d'abri bloquant les apports directs du domaine montagnard, selon P. DEMANGEON, n'existe pas en tant qu'obstacle durant le Néogène.

18Les enseignements tirés de l'analyse des minéraux lourds dans le bassin de l'Orb ne contredisent pas cette analyse. L'attaque du socle par l'érosion incisante semble enregistrer une accélération brutale à partir de la limite mio-pliocène, mais elle ne signifie pas nécessairement l'apparition première et simultanée d'un front montagneux, elle assure seulement de sa présence au "moment" considéré. En faisant référence à la formation plus orientale dite "d'Autignac" qu'il attribue à l'Oligo-Aquitanien, C. GIUSTI (2002) met en évidence l'existence, côté socle, d'un front montagneux pourvoyeur de débris grossiers schisteux avant le Miocène. Ce témoignage implique le long terme pour le soulèvement du Massif central, mais n'exclut pas un polyphasage tectonique comportant un autre temps fort à la fin du Miocène. D'autres arguments d'ordre tectonique peuvent être avancés dans le cadre du Saint-Chinianais et du Biterrois.

19C. GIUSTI (2002) et J.P. LARUE (2004) rattachent la surface de Villespassans au vaste aplanissement miocène qui a nivelé les abrupts créés par la distension oligocène. M. CALVET (1996 et 1999) et J.P. FAILLAT et al. (1990) font état d'une surface d'érosion de longue évolution qui recoupe les remblaiements aquitaniens et qui porte, dans des fentes karstiques, des gisements de rongeurs miocènes. Mais cette surface domine, dans le Saint-Chinianais, des niveaux étagés, les replats de Fontcaude et de Casal Vieil qui n'ont pu se développer que suite à un soulèvement de la région. P. AMBERT (1984, 1994) explique l'étagement des formes du piémont languedocien par le façonnement de quatre pédiments successifs entre le Pliocène supérieur et 1,6 Ma. Les replats modelés dans les écailles de Saint-Chinian constituent le modèle d'un système cyclique qui privilégie le rôle de l'érosion dans la morphogenèse du piémont. Pourtant, en contestant la chronologie et les modalités de mise en place de ces pédiments, A. LE GRIEL (1991) a suggéré, sans toutefois apporter de preuves irréfutables, que la tectonique pliocène, en dénivelant d'anciennes surfaces, pouvait être à l'origine de cet étagement ; il suggère en particulier que le temps nécessaire à la réalisation de ces aplanissements a été très insuffisant. Pour P. AMBERT (1984), les différences lithologiques et le contact sinueux qui limite l'étagement des pédiments suggèrent que les dénivelées n'ont pas une origine tectonique, mais ces limites correspondent presque toujours aussi à des contacts structuraux liés à des déformations du substratum (A. LE GRIEL, 1991). Une origine tectonique semble donc envisageable.

20Des déformations tectoniques ont affecté la surface miocène. Ainsi, la double pente du niveau de Villespassans résulte d'un bombement central qui a pu favoriser le décapage des altérites et l'accumulation de la nappe détritique de Montplo-le-Haut. Cet aplanissement s'arrête à Assignan dès qu'on aborde la Montagne Noire et que cessent vers l'ouest les structures nord-pyrénéennes. Comme les replats inférieurs d'âge plio-quaternaire ne sont pas déformés, un âge fini-miocène est probable pour ces déformations qui pourraient être synchrones de celles qui affectent la molasse miocène à Montouliers et à Cruzy. Dans le Minervois, à l'ouest de la Cesse, le façonnement d'un relief de cuesta à fronts tournés vers le nord s'explique par un soulèvement post-villafranchien de la Montagne Noire (M. DERRUAU, 1992). Un soulèvement du Saint-Chinianais apparaît nécessaire pour expliquer le détournement de la Cesse vers le sud et l'Aude : les dépôts pliocènes du plateau de Ginestas attestent que le changement de cours était déjà réalisé au Pliocène.

21De nombreux auteurs admettent une surrection importante du socle au Miocène. Pour M. AMBERT et P. AMBERT (1995), la surrection serait à l'origine du creusement des canyons des Causses, avant 13 Ma, âge du volcan d'Eglasine dans le canyon du Tarn. H. CAMUS (2001) et M. SÉRANNE et al. (2002) la placent à la limite Serravalien-Tortonien. Le bombement Lespignan-Pézenas a guidé l'érosion régressive des vallées messiniennes. Sur la plateforme continentale du Golfe du Lion, la sédimentation devient plus grossière à partir du Burdigalien supérieur : des dépôts deltaïques Burdigalien supérieur à Tortonien supérieur recouvrent les carbonates de plateforme Aquitanien supérieur à Burdigalien moyen(C. GORINI et al., 1993 ; P. GUENNOC et al., 2000). Par ailleurs, la séismique réflexion pétrolière met en évidence une tectonique extensive d'âge fini-miocène à pliocène inférieur, avec des failles normales affectant la couverture néogène et dénivelant certains blocs ; ces failles ont cessé leur activité depuis le Pliocène inférieur (A. MAUFFRET et al., 2001 ; C. GORINI et al., 2005). Toutefois, dans le Lodévois, la mise en inversion de relief du maar de Brandou (de Soumont), à l'est de Lodève, daté de 1,4 ± 0,2 Ma (R. BROUSSE et C. LEFÈVRE, 1990), a permis à J.P. DEGEAI (2004) d'évaluer l'érosion entre 80 et 200 m/Ma selon la paléotopographie pré-éruptive retenue, ce qui implique, outre l'efficacité des processus morphoclimatiques, la poursuite du soulèvement tectonique au Pléistocène. Il faut cependant noter que l'estimation de l'érosion fondée sur la géométrie des maars demande certaines précautions, car on doit tenir compte à la fois des faciès volcaniques, du mode de mise en place des laves qui dépend de la lithologie de l'encaissant, et des déformations éventuelles du remplissage du maar (K. NÉMETH et al., 2007).

22Ainsi, bien qu'il s'agisse surtout de déformations souples, une mobilité du socle est probable à la charnière mio-pliocène, avec pour corollaire un changement considérable dans les flux de minéraux lourds.

VII. Conclusion

23Avec une grande prudence scientifique, P. DEMANGEON remarque à l'issue d'une thèse débordant le cadre chronologique de cet article : "En réalité, les minéraux lourds sont le plus souvent des indicateurs stratigraphiques peu sensibles et en tous cas de valeur géographique limitée", mais il reconnaît une exception à cette règle lorsqu'il écrit : "L'arrivée de l'épidote dans le Bas-Languedoc (si on néglige la petite avancée aquitanienne) date avec précision le début du Miocène". Nous avons évoqué une autre exception qui pourrait être exprimée ainsi : l'arrivée massive de staurotide et secondairement de sillimanite sur le piémont du Languedoc central date avec précision le début du Pliocène.

24Cette affirmation repose sur le croisement de données minéralogiques et stratigraphiques aujourd'hui bien établies. La cause de cet événement est seule en discussion. Elle consisterait en une activation du soulèvement du socle à la limite Miocène-Pliocène, accompagnée de déformations sur le piémont, affectant aussi bien l'aplanissement majeur que les couches sédimentaires miocènes. C'est dire qu'il peut s'agir d'une étape importante dans la surrection du Massif central.

Remerciements : Nous remercions Martine MARANDOLA et Stéphane DESRUELLES (Université Paris XII) pour la réalisation des figures, ainsi que les trois relecteurs anonymes qui ont contribué à l'amélioration du manuscrit.