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Géographie physique et Quaternaire
Incision fluviatile et tectonique dans la Montagne Noire (sud du Massif central français) Fluvial incision and tectonics in the Black Mountain (south French Central Massif) Jean-Pierre Larue
Volume 61, Number 2-3, 2007 Article abstract River longitudinal profiles and erosion products are used to reconstruct the URI: https://id.erudit.org/iderudit/038989ar uplift stages of the Black Mountain, a west-east-trending ridge of the southern DOI: https://doi.org/10.7202/038989ar French Central Massif. The analysis of 27 rivers and 117 knickzones allows us to distinguish three different sets : (1) the rivers with low gradient and low See table of contents incision mainly flow on the sedimentary cover, (2) the rivers on the south-west slope have high gradient and are deeply incised in the basement, and (3) the most incised rivers include long rivers, like the Orb, and short rivers with very Publisher(s) high gradient, like the Heric. The first knickzone from the source, with abnormally high gradient resulting from headward incision in response to the Les Presses de l'Université de Montréal Black Mountain uplift, has a location controlled by gradient and upstream drainage area. The location of knickzones with abnormally high gradient and ISSN without lithological origin indicates a recent uplift of the central and western part of this range. The uplift stages appear different on both sides of the Cesse 0705-7199 (print) River. To the east, the Pliocene main uplift induced the formation of stepped 1492-143X (digital) erosion glacis on the Languedocian piedmont, while the moderate Pleistocene uplift caused an 80 m-deep river incision. To the west, the main Pleistocene Explore this journal uplift led to still ongoing regressive erosion, with incision often exceeding 500 m.
Cite this article Larue, J.-P. (2007). Incision fluviatile et tectonique dans la Montagne Noire (sud du Massif central français). Géographie physique et Quaternaire, 61(2-3), 145–163. https://doi.org/10.7202/038989ar
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Géographie physique et Quaternaire, 2007, vol. 61, no 2-3, p. 145-164, 10 fig., 2 tabl.
INCISION FLUVIATILE ET TECTONIQUE DANS LA MONTAGNE NOIRE (SUD DU MASSIF CENTRAL FRANÇAIS)
Jean-Pierre LARUE*, Géodynamique des milieux naturels et de l’environnement, Université Paris XII—Val-de-Marne, 61 ave- nue du Général de Gaulle, 94010 Créteil Cedex, France.
RÉSUMÉ. Les profils longitudinaux des cours d’eau et les dépôts ABSTRACT. Fluvial incision and tectonics in the Black Mountain corrélatifs de l’érosion sont utilisés pour montrer les étapes de la sur- (south French Central Massif). River longitudinal profiles and erosion rection de la Montagne Noire, chaînon ouest-est du sud du Massif products are used to reconstruct the uplift stages of the Black central français. L’analyse de 27 cours d’eau accidentés de 117 rup- Mountain, a west-east-trending ridge of the southern French Central tures de pente permet de les classer en trois ensembles aux carac- Massif. The analysis of 27 rivers and 117 knickzones allows us to dis- téristiques différentes : (1) les cours d’eau à faible gradient et faible tinguish three different sets : (1) the rivers with low gradient and low incision coulent essentiellement dans la couverture sédimentaire, (2) incision mainly flow on the sedimentary cover, (2) the rivers on the les cours d’eau du versant sud-ouest ont des pentes fortes et sont south-west slope have high gradient and are deeply incised in the fortement encaissés dans le socle, et (3) les cours très fortement basement, and (3) the most incised rivers include long rivers, like the encaissés sont les plus longs, comme l’Orb, ou ceux qui ont les plus Orb, and short rivers with very high gradient, like the Heric. The first fortes pentes, comme l’Héric. En partant des sources, la première knickzone from the source, with abnormally high gradient resulting rupture de pente à pente anormalement forte a une localisation qui from headward incision in response to the Black Mountain uplift, has dépend de la pente amont et de la surface drainée. Elle correspond a location controlled by gradient and upstream drainage area. The en fait à la remontée maximale de l’incision régressive stimulée par le location of knickzones with abnormally high gradient and without litho- soulèvement de la Montagne Noire. Les ruptures de pente à pente logical origin indicates a recent uplift of the central and western part anormalement forte et sans origine lithologique témoignent d’un sou- of this range. The uplift stages appear different on both sides of the lèvement récent de la partie centrale et occidentale de la Montagne Cesse River. To the east, the Pliocene main uplift induced the forma- Noire. Les étapes de la surrection apparaissent ainsi différentes de tion of stepped erosion glacis on the Languedocian piedmont, while part et d’autre de la Cesse. À l’est, le soulèvement, essentiellement the moderate Pleistocene uplift caused an 80 m-deep river incision. pliocène, a permis le développement de plusieurs niveaux de glacis To the west, the main Pleistocene uplift led to still ongoing regressive d’érosion sur le piémont languedocien et le soulèvement pléistocène, erosion, with incision often exceeding 500 m. plus limité, a provoqué une incision des cours d’eau d’environ 80 m. À l’ouest, le soulèvement principal pléistocène a déclenché une vague d’érosion régressive qui n’est pas encore parvenue jusqu’aux sources, et l’encaissement des cours d’eau dépasse souvent 500 m.
Manuscrit reçu le 8 mars 2007 ; manuscrit révisé accepté le 8 juin 2008 (publié le 4e trimestre 2009) * Adresse électronique : [email protected] GPQ_vol61_2-3.qxd:GPQ_vol61_2-3_ 12/11/09 9:34 PM Page 146
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INTRODUCTION objectif de retracer les étapes du soulèvement de la Montagne Noire et de souligner les différences d’évolution d’est en ouest. De nombreuses recherches géomorphologiques visent à obtenir des informations qualitatives et quantitatives sur les CADRE DE L’ÉTUDE processus et les rythmes tectoniques directement à partir de l’analyse des formes du relief (Ahnert, 1970 ; Ohmori, 1993 ; Comme l’a remarqué de Martonne (1942), la Montagne Granger et al., 1996 ; Hurtrez et Lucazeau, 1999 ; Kirby et Noire, au sens géographique du terme, est « un bloc presque Whipple, 2001 ; Finlayson et al., 2002 ; Montgomery et complètement isolé » qui n’est relié au reste du Massif central Brandon, 2002 ; Kirby et al., 2003). En particulier, l’étude des que par l’étroit interfluve du col de la Fenille, séparant les val- profils longitudinaux des cours d’eau fournit une voie promet- lées supérieures du Thoré et du Jaur (fig. 1). Seul le versant teuse pour l’exploration des relations entre l’incision fluviatile nord-ouest est drainé vers l’Atlantique, par les réseaux du et la tectonique (Seeber et Gornitz, 1983; Snow et Slingerland, Thoré et du Sor ; le reste appartient au bassin méditerranéen. 1987 ; Ohmori, 1991 ; Howard et al., 1994 ; Hovius, 2000). Si La ligne de crête apparaît sinueuse : les bassins versants du Bull (1990), Merritts et al. (1994) et Bonnet et al. (1998) pen- Sor, de l’Arnette et du Thoré dessinent des avancées vers le sent que les deux phénomènes sont simultanés et que la sud, alors que l’Alzeau, le Clamoux et la Cesse donnent des mesure de la profondeur des vallées permet d’évaluer l’am- indentations vers le nord. C’est à l’ouest que les altitudes sont pleur du soulèvement continental, d’autres chercheurs, les plus élevées : situé au sud-est de Mazamet, le Pic de Nore comme Pazzaglia et al. (1998) et Weissel et Seidl (1998), esti- culmine à 1 211 m. Vers l’est, les altitudes décroissent : 822 m ment qu’un temps de réponse important existe entre le sou- dans les Monts de Pardailhan, 698 m dans ceux de Faugères lèvement et le creusement. Étant contrôlée par les conditions et 480 m au Pic Vissou dans les Monts de Cabrières, et deux climatiques, l’incision est toujours un phénomène discontinu cours d’eau, l’Orb et la Peyne, traversent le chaînon. dans le temps, qui ne se produit que lors de périodes favo- Appartenant à la partie externe méridionale de la chaîne rables : par exemple, durant le Pléistocène, seulement au hercynienne, la Montagne Noire comprend trois ensembles début et à la fin des phases froides (Larue, 2003). Dans les structuraux orientés ENE-OSO (Demange, 1998) (fig. 2). La régions tectoniquement actives comme les montagnes jeunes, zone axiale, formée de gneiss feldspathiques œillés et de l’incision fluviale répond vite et bien aux déformations tecto- micaschistes, est intrudée par des granites anatectiques alu- niques (Lavé et Avouac, 2000 ; Kirby et Whipple, 2001) ; par mineux et de nombreux filons de pegmatite associés (Roger contre, dans les régions hercyniennes, qui ont enregistré des et al., 2004). Les versants sud et nord sont constitués de sédi- mouvements tectoniques nombreux mais souvent lents, les ments paléozoïques (carbonates d’âge Cambrien inférieur, rapports entre l’incision et la tectonique sont plus complexes puis de sédiments clastiques d’âge Cambrien moyen et et difficiles à démontrer, c’est pourquoi ils nécessitent de nou- Ordovicien inférieur), ployés en nappes à vergence sud pour velles recherches (Lagarde et al., 2000; Larue, 2004a, 2004b). le premier et ayant une structure en écailles pour le second (Soula et al., 2001). Délimité au nord par la faille de Mazamet- Sur la bordure sud du Massif central, la Montagne Noire est Tantajo, faille inverse tertiaire qui reprend un décrochement un terrain favorable à l’étude des relations entre l’incision et la tardi-hercynien dextre d’une vingtaine de kilomètres (Demange tectonique. En effet, ce chaînon étroit présente une allure et Jamet, 1986 ; Alabouvette et al., 1993), le bloc étudié montagnarde du fait des fortes dénivellations provoquées par recoupe ces trois unités : le versant nord n’est représenté que la vigueur des escarpements bordiers d’origine tectonique et par le petit secteur du Sorézois, la zone axiale donne les par le fort et inégal encaissement des cours d’eau. De points culminants au sud de Mazamet et le versant sud com- Martonne (1942) décrit et explique cette dissection ainsi: «Pas prend les nappes de Pardailhan, de Faugères et de Cabrières. une vallée de quelque importance où l’on ne se heurte pas à Le volcanisme de l’Escandorgue a touché la partie est du une rupture de pente coïncidant avec un encaissement et des chaînon : des coulées basaltiques datées entre 1,5 et 1,4 Ma rapides, et si la dureté plus grande des roches ne peut en sont conservées dans la haute vallée de la Peyne et sur le rendre compte, on doit supposer qu’elle marque le point piémont languedocien. extrême atteint par une reprise récente de l’érosion ». Par ailleurs, la topographie sommitale, faite de formes lourdes Sur le versant sud du chaînon, la limite supérieure de la (croupes convexes et alvéoles) modelées dans des altérites couverture sédimentaire conservée se tient entre 200 m à souvent épaisses, témoigne de la conservation d’aplanis - l’est et un peu plus de 300 m entre la Dure et l’Orbiel et dans sements dont la chronologie reste cependant mal établie le bassin de la Cesse. Les premiers dépôts tertiaires se sont (Alabouvette et al., 2003). En analysant 16 rivières entre effectués sur une topographie inégale qui a tronqué d’épais l’Aude et l’Orb, Larue (2008) a montré que les ruptures de profils d’altération dont il ne reste que les horizons inférieurs pente non expliquées par la lithologie témoignaient du soulè- (Berger et al., 1993). Dans la partie ouest, on trouve succes- vement des Avant-Monts et du chaînon de Saint-Chinian. Une sivement du bas vers le haut, des dépôts fluviatiles (conglo- étude élargie à l’ensemble de la Montagne Noire semblait mérats, sables et limons), des sédiments marins (calcaires alors utile pour déceler des différences spatiales dans le sou- blancs et calcaires à alvéolines ilerdiens), des sédiments lèvement et l’incision des cours d’eau. lacustres (calcaire de Ventenac) puis à nouveau des dépôts continentaux mis en place par des cours d’eau à chenaux En s’appuyant sur l’étude des réseaux hydrographiques et tressés (les molasses de Carcassonne et de Castelnaudary) des profils longitudinaux des cours d’eau, cet article a pour qui dépassent localement 400 m d’épaisseur du fait de la forte
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7 r 822 m 8 822 m 80 80 8 316 3 316 d 0 Faille transformante de Ferrals-Camplong Ferrals-Camplong strike-slip fault Faille de Mazamet-Tantajo fault Mazamet-Tantajo Bombement Laval–Azillanet Laval–Azillanet anticline Chevauchement de la nappe des Corbières Corbières thrust Vallées messiniennes Vallées Messinian valleys Cailloutis pliocène supérieur Upper Pliocene coarse deposits pléistocènes Terrasses Pleistocene terraces e u 1070 1070 1 s p ▲ s é
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Molasse éocène Eocene molasse x Cailloutis du Courbezou Courbezou coarse deposits Formation d’Autignac oligocène Oligocene Autignac formation Molasse miocène Miocene molasse Cailloutis miocène du Bois de Fouisseau et Montplo Bois de Fouisseau and Montplo Miocene coarse deposits Bassin permien de Lodève Lodève Permian basin Sédiments mésozoïques non plissés Non folded Mesozoic sediments Couverture sédimentaire éocène Eocene sedimentary cover Chaînon de Saint-Chinian et nappe des Corbières Saint-Chinian and Corbières nappes Plio-quaternaire Volcanisme Plio-pleistocene volcanism
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FIGURE 2. Cadre morphostructural, ruptures de pente et dépôts corrélatifs l’érosion. FIGURE 2. and detrital deposits. knickzones Morphostructural map,
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subsidence du détroit séparant les Pyrénées et le Massif cen- tacle aux apports septentrionaux, car la staurotide de la tral. Les directions des courants montrent la prédominance Montagne Noire arrive sur le piémont, comme par exemple à des apports pyrénéens (sens sud-nord), la poursuite de l’éro- Puisserguier (Larue, 2008). La transgression pliocène qui a sion du Massif central (sens nord-sud). Les déformations de suivi la crise messinienne a permis le remblaiement des rías la phase pyrénéenne (du Crétacé supérieur à l’Oligocène) par des « Gilbert deltas » formés de deux prismes sédimen- sont responsables, selon Klein (1990) et Giusti (1990, 2002), taires superposés qui se tournent le dos : d’abord des argiles de l’étagement des surfaces S1, conservée vers 1 000 m d’al- et des sables fins marins, puis des sables et graviers conti- titude (haute surface éotertiaire qui a évolué en régime acy- nentaux (Clauzon, 1996). À partir du Pliocène supérieur, le clique jusqu’au Crétacé supérieur), et S2 (basse surface creusement des cours d’eau est contrôlé par la tectonique, mésotertiaire développée vers 900 m d’altitude, pendant l’ac- mais il ne se réalise que lors de périodes climatiques favo- cumulation des molasses). Le rifting oligo-aquitanien engendre rables. des impacts morphologiques qui s’atténuent d’est en ouest. À La bordure sud du Massif central est favorable à l’incision l’est de la Cesse, la tectonique cassante produit d’importantes fluviatile puisque c’est l’une des régions les plus arrosées de dénivellations de blocs, dont la formation grossière d’Autignac France: les précipitations actuelles dépassent 1 500 mm dans peut témoigner, et explique l’emboîtement de la surface mio- les zones sommitales qui cumulent les pluies méditerra- cène, en contrebas de la surface S2. L’étagement des pédi- néennes et océaniques. ments, décrits par Ambert (1991, 1994) sur le piémont lan- guedocien (fig. 3), peut s’expliquer par le soulèvement des Avant-Monts alors que sévissaient des climats semi-arides MÉTHODES favorables à l’érosion latérale. En revanche, à l’ouest, les déformations plus réduites ont permis la substitution de la sur- La forme des bassins versants peut renseigner sur les face miocène à la précédente (S2) en régime acyclique. conditions topographiques qui existaient lors de la mise en place du réseau hydrographique avant qu’il ne soit figé par Si tous les chercheurs s’accordent pour admettre que l’ac- l’encaissement résultant de la tectonique (Castelltort et quisition des principaux volumes du relief est attribuable à la Simpson, 2006). En effet, les cours d’eau disposés perpendi- tectonique, les divergences sont nombreuses pour préciser culairement à l’axe d’un chaînon montagneux présentent en l’ampleur, le rythme et les périodes de soulèvement. Trois scé- général un espacement régulier tel que, selon Hovius (1996), narios peuvent être dégagés : le premier, défendu par Ambert le rapport de forme R entre la largeur de la chaîne (du front à et Ambert (1995), Camus (2001) et Séranne et al. (2002), pro- la crête principale) et l’espacement des drains (mesuré au pose un soulèvement principal ancien, au Miocène supérieur ; front de la chaîne) est toujours proche d’une valeur médiane le second suggère une surrection plus récente, datant du Plio- d’environ 2,1. Cette constante géométrique serait due à la Pléistocène (Demangeon, 1959 ; Derruau, 1992 ; Merle et coalescence d’amont en aval des rivières sur des surfaces Michon, 2001 ; Michon et Merle, 2001) ; le troisième, énoncé non encore incisées à l’extérieur de la chaîne, et la forme den- par Giusti (2002), conclut à une accélération progressive du dritique des réseaux ainsi acquise serait ensuite figée lors soulèvement depuis le Miocène qui serait attestée par l’évo- de l’incision accompagnant l’élargissement de la chaîne lution de la sédimentation sur la plateforme continentale du (Castelltort et Simpson, 2006). Quand le rapport de forme R Golfe du Lion (Guennoc et al., 2000). s’écarte beaucoup de 2,1, on peut alors envisager que la coa- lescence des rivières s’est réalisée sur une topographie acci- L’analyse des dépôts corrélatifs du soulèvement permet dentée par des mouvements tectoniques différentiels. Pour de retracer l’évolution suivante. Des reliefs continentaux sou- calculer ce rapport de forme R sur le versant sud, nous avons mis à l’érosion mécanique apparaissent dès le Burdigalien mesuré l’espacement des drains sur le contact socle couver- supérieur. En effet, sur la plateforme continentale du Golfe du ture sédimentaire et la largeur de la chaîne de ce contact à la Lion, la sédimentation devient plus grossière à partir de cette ligne de partage des eaux entre Méditerranée et Atlantique période : des dépôts deltaïques Burdigalien supérieur à ou à la ligne de crête pour les Avant-Monts. Tortonien supérieur recouvrent les carbonates de plateforme Aquitanien supérieur à Burdigalien moyen (Gorini et al., 1993; Les profils longitudinaux des cours d’eau actuels ont été Guennoc et al., 2000). Pendant une grande partie du Miocène, construits à partir des cartes topographiques de l’Institut la Mer de la Molasse ne reçoit d’apports grossiers mais que Géographique National (IGN) au 1/25 000, en utilisant les littoraux et les dépôts fins du piémont témoignent d’une mor- points cotés et l’altitude de chaque isohypse recoupant le tal- phogenèse assoupie (Ambert, 1994). Lors de la régression weg. L’équidistance des courbes de 5 m ou 10 m permet d’ob- messinienne (5,7-5,3 Ma), une forte érosion régressive a tenir des profils suffisamment précis pour déceler les varia- affecté les vallées inférieures. Ainsi, la roche en place de la tions de pente et les principales ruptures de pente. Les paléovallée de l’Orb, qui se tient à +40 m à Cessenon et à relations entre la pente moyenne et la longueur des drains –297 m à Portiragnes (Ambert et al., 1998), dessine une pente révèlent des anomalies qu’il faut tenter d’expliquer. Pour une forte et régulière de 1,2 %. Lors de la crise messinienne, le même pente, la forme du profil peut varier : pour évaluer et niveau de la Méditerranée s’est abaissé de 1 500 à 2 000 m comparer les concavités, nous avons utilisé l’indice de conca- (Hsu et al., 1973 ; Clauzon, 1996 ; Beaudoin et al., 1997 ; vité de Langbein (1964) : IC = 2A/H, où A représente la diffé- Gargani, 2004). Il n’existe pas, avant le Pliocène supérieur, rence d’altitude entre le profil à mi-parcours et une ligne droite d’autre relief que la retombée du socle vers le bas-pays ; le joignant les deux extrémités du profil, et H, la dénivellation chaînon de Saint-Chinian ne constitue pas encore un obs- entre la source et l’exutoire du drain. Le profil tend à être rec-
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FIGURE 3. L’étagement des sur- N
3 E faces d’aplanissement dans la par-
c i
r Bédarieux
é tie est des Avant-Monts, d’après 0 5 10 km H Ambert (1994), Giusti (2002) et 480 mm Larue (2004a). Pézènes The stepped surfaces in the east- 698 m ern part of the Avant-Monts, r au J B according to Ambert (1994), Giusti o yn e St Pons (2002) and Larue (2004a). O Laurens Rieu rb berlou Autignac MarcoryHarcory Bois de 822 m Fouisseau
43 30' N P bre Cessenon eyn nazo e Ver
A Assignan t Réals y S Chinian m
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s
T h o C ng e ue sse Creissan L Rép irou ud re Montouliers L Béziers ibr on O r b O rb Ginestas C Surface mésotertiaire S2 e s s S2 surface e Q u a ra Surface miocène nt e Miocene surface
Aude Glacis d’érosion pliocènes localement dédoublés Pliocene erosion glacis locally split in two steps
tiligne quand la valeur de IC est proche de 0 ; à l’inverse, la donnent des droites (Hack, 1973) et les déviations vers l’aval concavité devient très forte quand la valeur approche de 1. (D en m), par rapport à ces droites (fig. 4), sont provoquées Le graphique adimensionnel H/Ho (ratio des altitudes)-L/Lo par des différences lithologiques (la pente est plus forte dans (ratio des longueurs) permet de superposer et ainsi de com- les roches dures) ou des déséquilibres engendrés par des parer les profils de drains de longueur différente (Demoulin, changements de niveau de base. Selon Goldrick et Bishop, 1998) ; H est l’altitude du cours d’eau au point mesuré, Ho est une variation du niveau de base entraînant un recul des rup- la dénivellation entre la source et l’exutoire, L est la distance tures de pente est certain lorsque D est identique pour le à l’exutoire du point mesuré et Lo est la longueur du cours cours principal et pour les affluents. Cependant, pour les cours d’eau. Les ruptures de pente, qui correspondent aux secteurs d’eau traversant plusieurs unités lithologiques, D mesure aussi à pente anormalement forte, c’est-à-dire là où la pente aug- les dénivellations d’origine lithologique, ce qui explique les mente en créant une convexité locale dans la concavité géné- fortes valeurs obtenues pour les plus longs cours d’eau. Par rale du profil longitudinal, ont été systématiquement repérées ailleurs, le tracé de la droite permettant la mesure de D peut en notant la dénivelée, la pente, la distance des sources, la manquer de précision lorsque peu de points sont alignés à lithologie, la présence de failles, de confluences et de l’amont. Goldrick et Bishop (2007) montrent que l’établisse- méandres. Les corrélations entre ces éléments ont ensuite ment du graphique DS (distance-pente) en coordonnées loga- été établies. Le calcul de l’indice longueur-pente de Hack rithmique permet de mieux séparer les ruptures de pente d’ori- (1973) repris par Keller et Pinter (1996) : SL = (᭝H / ᭝L)*L, où gine lithologique de celles dues à la tectonique : les premières ᭝H / ᭝L est la pente du segment considéré et L la longueur donnent des segments de droites parallèles au profil alors du chenal en amont du point à partir duquel l’indice est cal- que les secondes donnent des pics plus prononcés et désor- culé, permet de souligner les moindres ruptures de pente et donnés. les très fortes ou très faibles valeurs peuvent témoigner de déformations tectoniques si elles ne sont pas corrélables avec RÉSULTATS des facteurs lithologiques. La forte amplitude des valeurs per- met de caractériser tous les changements de pente le long ESPACEMENT DES DRAINS ET FORME DES PROFILS des profils longitudinaux ; néanmoins, il faut savoir que pour LONGITUDINAUX des secteurs de pente identique, les valeurs augmentent avec la distance des sources. Pour évaluer le rôle de la tectonique, Les deux extrémités du chaînon présentent des drains bien nous avons appliqué la méthode de Goldrick et Bishop (1995). parallèles et disposés perpendiculairement à la ligne de crête En coordonnées semi-logarithmiques, les profils d’équilibre principale. En revanche, dans la partie centrale, les cours
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d’eau ont des tracés plus irréguliers, avec des angles de et du Clamoux, présente de forts indices de concavité (>0,50) confluence plus forts et plusieurs bassins versants (l’Ognon, alors que le second, Alzeau, Arnette, Rieussec et Dure, en a le Répudre, le Lirou et la Quarante) n’atteignent pas la ligne de très faibles (<0,30). de crête principale. Le rapport de forme R des bassins ver- Les graphiques adimensionnels H/H -L/L (fig. 6) permet- sants varie entre 1,4 dans la partie ouest du chaînon et 2 o o tent de comparer les différentes concavités et de montrer que dans la partie centrale ; pour l’ensemble du chaînon, il donne la position du maximum de concavité (point d’écart maximum une valeur moyenne de 1,68, soit nettement inférieure à celle par rapport à la droite joignant la source et l’exutoire), qui cor- d’Hovius (1996). respond en général au maximum d’incision, varie fortement Les profils longitudinaux des 27 cours d’eau analysés et entre 10 et 97 % de la longueur normalisée en partant des localisés sur les figures 1 et 2 présentent des pentes et des sources. Elle est située à moins de 20 % pour les cours d’eau formes très variables, accidentées de ruptures de pente plus du bassin supérieur de la Cesse, pour l’Ognon, l’Héric et ou moins prononcées (tabl. I). l’Arnette, et entre 20 et 45 % pour les autres cours d’eau, à l’exception de l’Alzeau où elle atteint 97 %. La pente moyenne d’un drain décroît avec l’aire drainée (Hack, 1957) et donc avec la longueur du cours d’eau. La Les valeurs de D varient fortement, entre 50 pour le figure 5A indique que la pente et la longueur des cours d’eau Répudre et 780 pour l’Orb (tabl. I), et les corrélations avec la sont corrélées selon la fonction de puissance y = 169,58 x–0,6412, longueur, la pente, la longueur des ruptures de pente et l’in- mais le coefficient de détermination apparaît plutôt médiocre dice SL ne sont pas très bonnes. Globalement, D augmente (r2 = 0,41) étant donné que plusieurs cours d’eau s’éloignent avec la longueur du cours d’eau (r2 = 0,50). Pour les cours fortement de cette courbe de puissance. Le Vernazobre, le d’eau de taille semblable du versant sud de la Montagne Rieuberlou, l’Héric, la Cessière, le Briant, le Clamoux, la Dure Noire, on enregistre une diminution des valeurs de l’ouest vers et l’Arnette ont des pentes anormalement fortes, alors que le l’est (fig. 4) : plus de 500 à l’ouest (Alzeau, Clamoux, Lirou, la Quarante, le Boze, le Libron, la Peyne, la Thongue, la Cessière), moins de 250 à l’est (Libron, Boyne). Boyne et le Répudre présentent des pentes anormalement La comparaison des profils des interfluves, qui correspon- faibles. La courbe de régression y = 71,89 x–0,5808 de ce dernier dent à la surface de démarrage de l’incision, et des cours ensemble, bien individualisé sur la figure 5A, présente un d’eau actuels (fig. 7) permet de visualiser l’incision verticale de meilleur coefficient de détermination (r2 = 0,77). En regrou- ces derniers. Les maxima d’incision, qui représentent la déni- pant les cours d’eau par bassin versant et par secteur, les vellation maximum entre l’interfluve et le cours actuel, varient coefficients de détermination s’améliorent : on obtient ainsi fortement d’ouest en est : 152 m pour l’Alzeau, 505 m pour le 0,87 pour le bassin de la Cesse (fig. 5B), 0,75 pour le bassin Clamoux, 200 m pour l’Ognon, 270 m pour la Cesse, 500 m de l’Orb (fig. 5C), 0,82 pour les cours d’eau du versant sud-est pour l’Orb, 100 m pour le Libron et 212 m pour la Peyne de la Montagne Noire et 0,79 pour ceux du versant sud-ouest (tabl. I). Ils se situent le plus souvent dans le socle, comme (fig. 5D), mais seulement 0,62 pour l’ensemble du versant sud pour le Clamoux, mais aussi parfois dans la couverture sédi- (fig. 5E). mentaire tertiaire, comme pour l’Alzeau. Au contact du socle La figure 5F montre que l’indice de concavité (IC) ne et de la couverture tertiaire, le plancher de l’incision se situe dépend guère de la pente (r2 = 0,20), mais il permet de dis- à 195 m pour l’Alzeau, 200 m pour la Clamoux, 230 m pour tinguer deux groupes au sein des cours d’eau de faible lon- l’Ognon, mais seulement à 60 m pour l’Orb, 130 m pour le gueur et à pente anormalement forte : le premier, formé du Libron et 90 m pour la Peyne. Presque tous les cours d’eau Rieuberlou, de la Cessière, du Valette, du Briant, de l’Ognon étudiés naissent près de la ligne de crête de la Montagne
FIGURE 4. Profils en long des Alzeau Clamoux Cessière Rieuberlou Libron Boyne cours d’eau du versant sud de la 1200 Montagne Noire, en coordonnées 1100 semi-logarithmiques, et valeurs de
1000 D : dénivellation en mètres par rap- port à la droite du profil d’équilibre. 900 Semi-logarithmic plot of longitudi- 800 nal profiles of rivers on the
700 Montagne Noire south slope and D values : deviation from the 600 straight line of the equilibrium river 500 550 longitudinal profile (in metres).
Altitude en m 660 660 400 450
300
200
100 200 220
0 0 1 10 100 Distance en km
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Noire et des Avant-Monts, cependant l’Ognon a ses sources s’éloignent le plus de cette courbe ne sont donc pas liées à la situées plus de 5 km au sud de cette dernière. dynamique fluviale, mais dépendent plutôt de la lithologie, plus particulièrement de la tectonique ou des variations de niveau de base. La même corrélation établie avec les dis- RUPTURES DE PENTE tances normalisées (en %) donne un plus faible coefficient de détermination (r2 = 0,33), ce qui indique que la taille du bas- Les principales ruptures de pente observées sur les profils, sin drainé joue un rôle important (fig. 8B). évaluées par l’indice SL, ont été localisées sur la figure 2 et leurs caractéristiques consignées dans les tableaux I et II. Les Les ruptures de pente présentent trois types de localisa- 117 ruptures de pente occupent en moyenne 16,7 % de la tion : à l’aval, près des confluences, elles s’écartent peu de la longueur des cours d’eau. Les plus forts pourcentages sont courbe de régression et sont dues à la dynamique fluviale qui enregistrés sur les rivières du versant sud-ouest (l’Alzeau s’est adaptée à un abaissement du niveau de base représenté atteint 45 %) et les plus faibles (moins de 10 %) sur les cours par le cours principal ; entre 30 et 40 % de la longueur, les d’eau de la bordure nord, le Thoré et le Jaur et sur l’Orb qui points sont encore assez bien regroupés ; par contre, entre 10 traverse le chaînon. Par cours d’eau, le nombre de ruptures de et 20 % de la longueur, ils deviennent très dispersés (fig. 8B). pente varie entre 2, pour le Vernazobre, et 7, pour la Quarante. Les pentes anormalement fortes, qui sont caractérisées par Du fait de l’augmentation de la puissance fluviale vers l’aval, des résidus positifs supérieurs à 5 ‰ par rapport à la pente la pente des ruptures de pente diminue lorsque la distance estimée selon la courbe de régression y = 28839 x–0,7622, des sources augmente, selon la fonction de puissance concernent 39 ruptures de pente, soit 34 % du total (tabl. II). y = 28839 x–0,7622, avec un coefficient de détermination Leur localisation indique qu’elles se trouvent principalement r2 = 0,55 (fig. 8A), y compris pour les ruptures de pentes dans la partie occidentale et centrale du chaînon (fig. 2 et induites par l’arrivée d’un affluent. Les ruptures de pente qui fig. 9). Les indices SL donnent des valeurs très élevées, supé-
TABLEAU I Caractéristiques des profils longitudinaux
Cours d’eau Longueur Altitude Niveau Pente Indice Position Incision D 1 Longueur Nombre Distance des Altitude max de (km) des de base (m/km) de H max max (m) des de sources de la 1ère rupture sources (m) concavité (% L) (m) ruptures ruptures la 1ère rupture anormalement (m) de pente de pente de pente 2 forte 2 (%) (m) (m)
Alzeau 20,55 840 140 34,1 –0,28 0,97 152 660 45 4 2 250 720 Argent-Double 33,25 890 38 22,6 0,7 0,27 500 530 30 6 2 950 550 Arnette 24 1 100 213 37 0,13 0,1 250 550 29 3 9 000 550 Aymes 13,55 500 66 32,03 0,55 0,32 180 390 9,23 5 275 490 Boyne 22,175 370 16 16 0,7 0,2 240 200 12 4 2 475 Boze 4,625 210 70 30,3 0,21 0,32 110 80 19,5 5 750 Briant 13,125 750 150 45,71 0,57 0,18 260 400 16,6 6 1 500 490 Cesse 48 850 10 17,5 0,61 0,12 270 560 10,6 6 3 500 450 Cessière 13,125 750 98 49,67 0,67 0,37 210 550 21,1 4 2 675 500 Clamoux 3,5 1 160 85 34,1 0,74 0,35 400 660 10 3 3 900 900 Dure 25,2 920 140 31 0,05 0,35 180 600 29 6 6 250 700 Héric 13,175 1 095 127 73,47 0,10 0,1 750 600 11,2 3 6 275 600 Jaur 37,75 900 122 20,61 0,69 0,2 600 660 7,9 3 1 300 800 Libron 40,5 260 0 6,4 0,58 0,3 100 220 19,3 6 2 750 Lirou 26,5 270 10 9,81 0,62 0,44 120 200 15,6 4 2 150 Ognon 21,25 710 30 32 0,74 0,1 200 470 15 4 1 125 400 Orb 126,9 820 0 6,4 0,73 0,2 500 780 9,45 6 18 400 400 Orbiel 34 860 80 22,9 0,69 0,4 400 660 15 4 7 700 600 Peyne 31,5 410 10 12,7 0,5 0,3 300 220 16 3 6 375 Quarante 15,75 260 15 15,5 0,57 0,37 120 200 13 7 2 125 220 Répudre 13,125 175 16 12,1 0,57 0,24 130 50 22,6 3 5 125 Rieuberlou 12,55 650 55 47,41 0,7 0,2 400 450 10,4 3 1 275 400 Rieussec 9,575 760 305 47,52 0,27 0,18 240 200 11 4 1 075 440 Thongue 29 300 10 10 0,68 0,2 150 220 14 3 3 000 Thoré 46,25 810 170 13,84 0,78 0,10 900 300 5 3 2 200 600 Valette 9 750 300 50,4 0,53 0,11 275 280 22,2 5 1 900 Vernazobre 23,125 750 53 29,83 0,72 0,33 300 560 11,6 2 5 625 450
1. Dénivellation en mètres par rapport à la droite du profil d’équilibre 2. À partir de l’amont
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rieures à 500 pour 22 ruptures de pente et l’indice 1 000 est vers l’aval du débit et de la taille de la charge de fond (Hack, dépassé pour la Cessière, l’Héric, le Vernazobre, l’Alzeau et 1957 ; Snow et Slingerland, 1987 ; Hoey et Ferguson, 1994 ; la Dure. Sur les graphiques DS, ces ruptures de pente don- Sinha et Parker, 1996). Les cours d’eau étudiés ne montrent nent des pics très prononcés qui les distinguent des ruptures pas de relations certaines entre concavité et longueur, pente de pente d’origine lithologique qui ont tendance à s’aligner ou dénivelé. Toutefois, les cours d’eau les plus longs (l’Orb, la parallèlement au profil (fig. 10). Cesse, le Jaur et le Thoré) présentent bien une forte concavité qui peut s’expliquer par une diminution de la taille des maté- La première rupture de pente se situe à une distance des riaux vers l’aval. Par contre, les différences de concavité enre- sources très variable selon les cours d’eau: 1 km environ pour gistrées pour les cours d’eau plus petits ne peuvent être dues l’Aymes ou le Rieussec, plus de 5 km pour l’Alzeau, la Dure ou à ces facteurs, car ils présentent tous des charges caillou- l’Orbiel (fig. 5G). En échelle logarithmique, les profils longitu- teuses et sableuses qui décroissent assez peu vers l’aval. De dinaux, les pentes et les indices SL montrent bien la position longueur semblable, la Dure et le Vernazobre ont des indices et les caractéristiques de la première rupture de pente qui de concavité très différents (respectivement 0,05 et 0,72). La présente des pentes anormalement fortes (fig. 10). Ainsi, l’ac- lithologie joue un rôle plus important : ainsi, les rivières qui célération de pente est brutale et régulière (un seul pic pro- coulent sur les roches résistantes de la zone axiale (granites noncé pour l’indice SL) sur la Cessière, le Vernazobre, le et gneiss) présentent-elles des concavités nettement plus Clamoux, l’Ognon et le Thoré, alors qu’elle se fait par à-coups faibles que celles qui traversent les schistes et les grès du (plusieurs pics de hauteurs différentes) sur l’Orbiel et l’Arnette. versant sud. Mais pour expliquer les différences de concavité L’altitude maximale de cette première rupture de pente anor- entre les cours d’eau coulant dans des roches de résistance male varie entre 220 m pour la Quarante et 900 m pour la semblable, il convient d’envisager le rôle des variations de Clamoux (tabl. I et fig. 9). Par ailleurs, seule la première rup- niveau de base et de la tectonique. ture de pente anormalement forte, en partant des sources, a une localisation qui dépend étroitement de la pente et de la L’ampleur de l’incision dépend de la puissance du cours surface drainée à l’amont, comme l’atteste la bonne corréla- d’eau et donc de sa longueur, mais aussi de la lithologie du tion entre ces deux paramètres (fig. 5H). bassin versant et de la tectonique. Ainsi, l’incision est plus importante pour l’Orb (500 m) qui draine un bassin de 1 500 km2 que pour le Libron (100 m) qui a un bassin de CLASSIFICATION DES COURS D’EAU 166 km2. Elle est aussi plus faible dans les gneiss et granites résistants de la zone axiale que dans les micaschistes plus Utilisée pour partitionner des individus en classes homo- tendres du versant sud. Par contre, sur le flanc sud de la gènes, sur la base de leur description par un ensemble de Montagne Noire, les différences d’incision affectant des cours variables quantitatives, la méthode des nuées dynamiques d’eau de taille et de lithologie semblables (les incisions sont (ou méthode des centres mobiles) (Diday, 1971) permet d’ob- plus fortes à l’ouest qu’à l’est) ne peuvent s’expliquer que par tenir une classification des cours d’eau en trois ensembles un soulèvement inégal d’est en ouest. basée sur les sept paramètres suivants : pente moyenne, IC, position H max, D, encaissement max, nombre et longueur des ruptures de pente. Le premier ensemble comprend les RUPTURES DE PENTE cours d’eau à faible gradient, faible incision et faible D : Boyne, Boze, Libron, Lirou, Peyne, Quarante, Répudre, Rieussec, Ces anomalies décelées sur les profils longitudinaux peu- Thongue et Valette. Ces cours d’eau coulent essentiellement vent s’expliquer, soit par un contact lithologique, soit par une dans la couverture sédimentaire, excepté le Rieussec et le confluence qui augmente la puissance érosive du cours d’eau, Valette qui ont leurs bassins entièrement sur le socle. Le ou par un soulèvement à l’amont d’une faille active, ou encore deuxième ensemble regroupe les cours d’eau du versant sud- par un abaissement du niveau de base à l’aval qui favorise ouest qui ont des pentes fortes et sont fortement encaissés l’érosion régressive (Snow et Slingerland, 1990 ; Zaprowski dans le socle (Alzeau, Arnette, Aymes, Briant, Cesse, et al., 2001 ; Bishop et al., 2005). Cessière, Clamoux, Dure, Ognon, Orbiel, Rieuberlou et La lithologie explique les variations de pente des cours Vernazobre). Le troisième ensemble, caractérisé par les plus supérieurs et la localisation de certaines ruptures de pente forts encaissements, est plus hétérogène car il comprend à la (Kavage Adams et Spotila, 2005). Pour la Montagne Noire, fois les cours les plus longs — l’Orb qui traverse le chaînon, les ruptures de pente d’origine lithologique (fig. 9) présentent le Jaur et le Thoré, qui coulent sur sa bordure nord, et deux toutes des résidus faibles (<5 ‰) par rapport à la pente esti- rivières moyennes qui ont de très fortes pentes et des IC très mée selon la courbe de régression y = 28839 x–0,7622. Par différents (0,70 pour l’Argent-Double et 0,10 pour l’Héric). exemple, bien qu’ils naissent à des altitudes voisines et aient des débits semblables, le Briant et le Rieussec présentent des pentes très différentes dans leur cours supérieur : le pre- INTERPRÉTATION mier s’encaisse dans les grès de Marcory et les quartzites de PROFILS LONGITUDINAUX Ferrals qui sont beaucoup plus résistants que les flyschs de Cassagnoles (O1c) traversés par le second. Plus en aval, entre La concavité des profils dépend de la longueur et de la 420 m et 305 m, altitude de leur confluence, ces deux cours pente des cours d’eau (Leopold et Langbein, 1962 ; Wheeler, d’eau adoptent des profils identiques car ils coulent dans les 1979), mais aussi de la lithologie et de l’évolution de l’amont mêmes terrains, soit sur les dolomies et les grès de Marcory.
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154 J.-P. LARUE
A Relations longueur-pente B BV Cesse : relations longueur-pente 100 60
75 HHéricéric
40 y = 223,43x-0,6587 RRieuberlouieuberlou 50 R2 = 0,8782 CCessièreessière/ -0,6412 Briant y = 169,58x AArnetternette 2 R = 0,4154 pente (m/km) BBozeoze V CClamouxlamoux 20 pente (m/km) DureDureVernazobre 25 QQuaranteuarante BBoyneoyne PPeyneeyne OOrbrb RRépudreépudre ThongueThongue LirouLirou LibronLibron 0 0 0 20 40 60 80 100 120 0 10 20 30 40 50 L (km) L (km)
C BV Orb : relations longueur-pente D Versant SO : relations longueur-pente 100 10 y = 176,33x-0,5497 2 75 R = 0,7991
y = 50,096x-0,9342 50 5 R2 = 0,753 pente (m/km) pente (m/km) 25
0 0 0 20 40 60 80 100 120 0 10 20 30 40 50 L (km) L (km) E Versant S : relations longueur-pente F Relations pente-IC 100 0,8 OgnonOgnon CClamouxlamoux -0,9873 RieuberlouRieuberlou y = 528,06x 0,7 VernazobreVernazobre 60 R2 = 0,6201 CessièreCessière 0,6 BriantBriant 0,5 ValetteValette 40 0,4 IC AAlzeaulzeau 0,3 RieussecRieussec 20 BBozeoze
pente (m/km) 0,2 ArnetteArnette y = -0,0059x+0,7108 0,1 R2 = 0,2028 DDureure 0 0 0 10 20 30 40 50 0 10 20 30 40 50 L (km) pente (m/km)
G Première rupture de pente H Première rupture de pente à pente 300 anormalement forte 300 -0,4303 y = 1818,2x -0,719 250 R2 = 0,169 y = 28444x 250 R2 = 0,7127
200 200
150 150
100 100 pente (m/km) pente (m/km) 50 50
0 0 0 2000 4000 6000 8000 0 5000 10000 15000 20000 distance des sources (m) distance des sources (m)
FIGURE 5. Relation entre la longueur et la pente pour les 27 cours Length-slope relationship for the 27 selected rivers (A). Length-slope d’eau choisis (A). Relation entre la longueur et la pente pour les cours relationship for the rivers of the Cesse basin (B), the Orb basin (C), the d’eau du bassin de la Cesse (B), de l’Orb (C), du versant sud-ouest south-west slope (D) and the south range slope (E) of the Black (D) et du versant sud (E) de la Montagne Noire. Relation entre la Mountain. Slope-concavity index relationship for the 27 selected rivers pente et l’indice de concavité pour les 27 cours d’eau choisis (F). (F). Slope-riverhead distance relationship for the first knickzone (G) Relation entre la distance des sources et la pente de la première rup- and of the first knickzone with abnormally high slope (H). ture de pente (G) et de la première rupture de pente à pente anor- malement forte (H). GPQ_vol61_2-3.qxd:GPQ_vol61_2-3_ 12/11/09 9:34 PM Page 155
INCISION FLUVIATILE ET TECTONIQUE DANS LA MONTAGNE NOIRE 155
1 FIGURE 6. Profils longitudinaux Alzeau comparés H/Ho (ratio des alti- 0,9 Argent-Double tudes)-L/Lo (ratio des longueurs). Arnette Dimensionless curves H/Ho (ratio 0,8 of altitude)-L/Lo (ratio of distance). Clamoux
0,7 Héric Libron 0,6 Orb Peyne 0,5 Répudre
H/Ho 0,4 Thoré
0,3
0,2
0,1
0 0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1 L/Lo
Ces derniers plus résistants que les dolomies engendrent ruptures de pente d’origine lithologique. Dix-neuf cours d’eau deux ruptures de pente sur le Briant et une plus prononcée sur ont une rupture de pente du second groupe qui correspond le Rieussec. Les contacts lithologiques, qu’ils soient dus à soit à la première localisation en partant des sources (Dure, des failles ou non, sont propices à l’existence de ruptures de Orbiel, Clamoux, Ognon, Briant, Cessière, Thoré, Jaur, pente (fig. 2). Ainsi, la Cesse et le Lirou ont une rupture de Rieuberlou et Vernazobre), soit à la seconde (Arnette, Alzeau, pente lors du franchissement de la faille de Creissan qui met Argent-Double, Orb, Quarante, Rieussec et Héric) ou encore en contact les calcaires résistants du chaînon de Saint- à la troisième (Cesse et Aymes). Seuls le Valette, le Lirou, le Chinian et la molasse miocène du piémont. La Quarante pré- Répudre et les cours d’eau situés à l’est de Orb sont dépour- sente des ruptures de pentes très prononcées lors de la vus de ruptures de pente à pente anormalement élevée. traversée des crêtes appalachiennes du chaînon de Saint- Chinian. Pour l’Orb, les deux ruptures de pente situées en La première rupture de pente à pente anormalement forte, amont et en aval de Cessenon peuvent s’expliquer par la litho- en partant des sources, peut correspondre à la remontée logie : les schistes ordoviciens de la bordure sud des Avant- maximale de l’incision régressive stimulée par le soulèvement Monts sont armés de bancs de quartzite et le seuil de Réals de la Montagne Noire. Schumm et al. (2000) montrent que correspond à des bancs de grès intercalés dans la formation l’abaissement du niveau de base engendre une érosion cuisienne d’Assignan. En revanche, l’accélération de pente régressive, souvent marquée par une rupture de pente, si développée dans les micaschistes en amont de la confluence l’ajustement morphologique du lit est rendu difficile par le fort avec le Jaur n’est pas due à la présence de roches plus résis- encaissement de la vallée. Cette situation existe pour les petits tantes. Les secteurs convexes de la Cessière et du Vernazobre cours d’eau étudiés qui ont des vallées étroites et encaissées ne correspondent pas à des contacts lithologiques et la plupart dans le socle et qui coulent sur des alluvions grossières très des ruptures de pente à pente anormalement forte ne peu- peu épaisses. Les remontées de l’incision régressive sont vent être expliquées par la seule lithologie. marquées par les plus fortes ruptures de pente repérées par les indices SL très élevés et par les pentes anormalement Les premières ruptures de pente qui se développent en fortes. Les valeurs élevées de D et les fortes altitudes atteintes partant des sources sont situées à des distances très par la première rupture de pente anormale sont des argu- variables selon les cours d’eau. Comme la surface drainée et ments supplémentaires en faveur d’un important soulèvement la distance des sources sont relativement bien corrélées de la partie centrale et occidentale de la Montagne Noire. Le (r2 = 0,90), la distance des sources, plus facilement mesu- point atteint par l’incision régressive est déterminé par la puis- rable, peut se substituer à la surface drainée. L’analyse des sance fluviale qui est étroitement liée à la surface drainée relations entre la pente et la distance des sources (fig. 8A) et (représentée ici par la distance des sources) et à la pente du la valeur de l’indice SL permet de séparer ces ruptures de lit amont. Ainsi, plus la pente est forte et plus ce point est rap- pente en deux groupes: le premier rassemble celles qui ont un proché des sources. Par exemple, le Jaur et le Thoré nais- indice SL faible, des pentes inférieures ou égales à la courbe sent à des altitudes semblables de part et d’autre de la ligne puissance y = 28839 x–0,7622 et une localisation indépendante de partage des eaux entre l’Atlantique et la Méditerranée, de la pente et de la surface amont drainée, le second com- mais leurs profils présentent des différences car la pente plus prend celles qui ont une pente anormalement forte, un indice forte du Jaur a permis une remontée plus importante de l’in- SL élevé et une localisation déterminée par la relation pente- cision régressive : la première rupture de pente anormale est surface amont drainée. Le premier groupe correspond aux située à 800 m d’altitude et à 1,3 km de la source sur le Jaur
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FIGURE 7. L’encaissement de A Pic de Nore interfluve du Pic de Nore-Villegly Clamoux Arnette cours d’eau: le Clamoux et l’Arnette 1200 (A), l’Ognon (B) et l’Argent-Double t (C). 1100 M SarratSarrat 1000 River incision : Clamoux and Arnette (A), Ognon (B) and Argent- 900 Double (C). 800
700 Villeghy m 600 505 m 150 m ccontactontact ssocle-ocle- 500 couverturecouverture éocène 400 Villegly 300 150 m 200 100 0 0 2 4 6 810121416 km B Serre d'Alaric interfluve W Cassagnoles Ognon
1100 1000 900 800 contact socle-couverture éocène 700 Villeghy m 600 500 200 m 400 300 200 100 0 0 2 4 6 810121416 km
C Argent-Double, Lespinassière Argent-Double, S Citou 1000
800
500 m m 600 Villeghy 400 m
400
200 0 0,5 1 1,5 22,53 3,5 km
et à 600 m et 2,2 km sur le Thoré. En outre, le recul de la mières ruptures de pente de l’Arnette et de la Dure sont à vague d’incision approche davantage des sources quand les plus de 6 km des sources de ces cours d’eau à faible conca- roches sont peu résistantes: c’est le cas de l’Ognon qui a faci- vité. La forme de la rupture de pente dépend aussi de la litho- lement déblayé les flyschs de Cassagnoles et présente un logie : les roches résistantes donnent des pentes irrégulières, profil à forte concavité avec un maximum de creusement à bien représentées par plusieurs pics pour les indices SL de 10 % de la longueur normalisée. Au contraire, dans les roches l’Arnette et de l’Orbiel (fig. 10), alors que les schistes et les résistantes, comme les granites ou les gneiss œillés de la flyschs sont érodés plus régulièrement (un seul pic SL pour zone axiale, le recul a été fortement ralenti et atténué: les pre- l’Ognon par exemple). En revanche, la localisation des autres
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INCISION FLUVIATILE ET TECTONIQUE DANS LA MONTAGNE NOIRE 157
TABLEAU II Caractéristiques des ruptures de pente à pente anormalement forte (résidus >5 m/km)
Rupture de pente Pente mesurée Pente estimée 1 Résidu Indice SL 2 (numérotée à partir de la source) (m/km) (m/km) (m/km)
Cessière 1 400 75 324 1 070 Briant 1 400 123 276 650 Jaur 1 400 138 261 520 Ognon 1 400 157 242 450 Clamoux 1 250 54 195 975 Héric 2 181 36 144 1 140 Vernazobre 1 153 40 112 1 015 Alzeau 3 125 21 103 1 487 Héric 3 90 25 65 1 006 Boze 2 200 136 63 295 Orbiel 1 85,7 31 54 660 Alzeau 4 66,66 14 52 1 295 Orbiel 2 70 24 46 714 Dure 6 55,5 12 44 1 326 Quarante 3 86 47 38 467 Dure 5 50 13 37 1 093 Dure 4 50 14 36 975 Dure 3 50 15 35 887 Briant 2 133 99 33 256 Quarante 4 67 35 31 433 Argent-Double 3 50 20 30 625 Alzeau 2 60 30 29 465 Rieussec 4 57 30 26 445 Rieuberlou 1 166 141 25 212 Arnette 3 36,4 14 22 700 Thoré 1 111 88 22 244 Argent-Double 4 40 18 21 563 Cessière 2 66,6 46 20 316 Cesse 5 33,3 16 17 550 Aymes 3 57,1 40 16 314 Arnette 2 33,33 19 14 433 Quarante 2 74 60 13 375 Dure 2 33,3 22 11 375 Clamoux 2 26,7 17 9 400 Rieussec 3 50 41 9 274 Argent-Double 2 40 32 7 290 Dure 1 44 36 7 277 Briant 3 50 43 7 225 Orb 1 20 14 5 408
1. Estimation selon la courbe de régression : y = 28839 x–0,7622 (voir texte). 2. Indice de Keller et Pinter (1996) (voir texte).
ruptures de pente à pente anormalement forte n’est pas déter- apparaît un peu plus rapide sur l’Orb que sur le Jaur (la rup- minée par ces seuls facteurs ; elle dépend beaucoup plus de ture de pente étant située respectivement à 3,7 et 3,5 km) la lithologie. probablement parce que le bassin versant amont de l’Orb est plus étendu que celui du Jaur. Bishop et al. (2005) ont mon- Au contraire des ruptures de pente d’origine lithologique tré que le recul dépendait du débit et donc de la taille des qui sont relativement stables au cours du temps, celles pro- bassins amont. voquées par la tectonique ou l’abaissement du niveau de base reculent progressivement vers l’amont, tout en conservant une dénivelée semblable. Ainsi, les ruptures de pente sem- ESPACEMENT DES DRAINS ET RÉORGANISATIONS blables pour l’Orb et le Jaur en amont de leur confluence sont HYDROGRAPHIQUES liées à l’érosion régressive initiée par le soulèvement des Avant-Monts au Pliocène supérieur. Le recul de la rupture de Le rapport de forme R très inférieur à la valeur médiane pente formée sur le flanc sud des Avant-Monts aurait ainsi d’Hovius suggère que des déformations tectoniques ont acci- dépassé une quinzaine de kilomètres depuis cette époque. Il denté la topographie du piémont lors de la mise en place du
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A FIGURE 8. Relation entre la pente 400 Cessière et la distance des sources pour les y = 28839x-0,7622 ruptures de pente en mètres (A) et 350 R2 = 0,5569 distance normalisée en pourcen- 300 tage (B). Knickzone slope-distance from the 250 Clamoux headwaters in meters (A) and knickzone slope-normalized 200 Héric upstream distance (B). 150 Vernazobre Alzeau
Pente (m/km) 100
50
0 0 20000 40000 60000 80000 100000 Distance des sources (m)
B 400
350
300 y = 445,1x-0,7475 250 R2 = 0,3367
200
150 100 Pente (m/km) 50 0 0 20 40 60 80 100 Distance des sources (%)
réseau hydrographique précédant le soulèvement principal le socle et la couverture sédimentaire éocène. Sa bifurcation du chaînon. La plupart des réorganisations hydrographiques vers le nord n’est probablement pas due à une capture pléis- observées dans sa partie centrale sont liées à des mouve- tocène par un affluent du Thoré car la rupture de pente anor- ments tectoniques. La localisation des sources de l’Ognon male qui marque le recul extrême de l’incision régressive n’a s’explique par la capture du réseau amont par la Cesse. En pas encore atteint le niveau de cette surface miocène. La effet, la bifurcation de la Cesse amont vers l’est a été facilitée déformation de cette surface peut rendre compte des limites par la lithologie : l’interfluve qui sépare les deux bassins ver- des bassins versants supérieurs de l’Arnette, du Clamoux et sants actuels est modelé dans des flyschs ordoviciens qui de l’Orbiel. comportent des niveaux quartzitiques résistants, mais dépend La capture de la Cesse par un affluent de l’Aude s’est pro- aussi de la réactivation plio-quaternaire de la faille décro- duite au Pliocène ainsi que l’attestent les dépôts pliocènes chante de Ferrals-Camplong et surtout de la flexure-faille renfermant des minéraux lourds caractéristiques du bassin Laval-Azillanet qui, en redressant les strates éocènes, a pu de la Cesse et conservés sur le plateau de Ginestas, entre bloquer l’écoulement subméridien. Comme l’altitude de l’in- la Cesse et le Répudre actuels (Larue, 2008). Les témoins de terfluve séparant les deux bassins ne descend pas en des- l’ancien tracé ouest-est sont présents au sommet du plateau sous de 130 m d’altitude relative par rapport aux cours de Montouliers. Une autre défluviation a eu lieu postérieure- actuels, cette capture n’a pu se produire qu’au début de l’en- ment à l’accumulation des alluvions formant la haute terrasse caissement des cours d’eau, au Pléistocène inférieur. En à l’ouest de Ginestas (Ambert, 1994). outre, la composition en minéraux lourds des dépôts de Pépieux, notés Fx sur la carte géologique (Berger et al., 1990), démontre l’absence de liaison entre la haute Cesse et l’Ognon DIFFÉRENCES SPATIALES au moment de la mise en place de la nappe alluviale F appar- x Les étapes de l’incision sont différentes entre l’est et tenant à la moyenne terrasse. En effet, le disthène et la horn- l’ouest. À l’est, les coulées volcaniques conservées prouvent blende présents dans les alluvions de la haute Cesse ne se que le creusement principal était déjà réalisé avant leur épan- retrouvent pas dans les alluvions de l’Ognon, alors qu’ils appa- chement. Les glacis d’érosion du Pliocène supérieur se rac- raissent dans celles de la Cesse moyenne (Larue, 2008). cordent à des gouttières bien marquées. Près de Pézènes, Le tracé du cours supérieur de l’Arnette est adapté à la entre Taussac et Mas Rolland, les paléotopographies pré- surface miocène qui s’est substituée par regradation en volcaniques forment un large col encaissé d’une centaine de régime acyclique à la surface mésotertiaire S2 et qui recoupe mètres en contrebas des principaux sommets des Monts de
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Altitude en m de la 1 Surface drainée à l’amont de la première rupture pente anormale Area above first knickzone with abnormally high gradient Paléotracés (1 : Pliocène supérieur ; 2 Pléistocène inférieur 3 moyen) Palaeocourses (1: Upper Pliocene ; 2: Lower Pleistocene 3: Middle Pleistocene) Altitude in m of the first knickzone with abnormally high gradient Zone de soulèvement pléistocène (au NW) Pleistocene uplift area (north-west) ^
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465 ^
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1 ette ^ 550 Arn ^ t ^ e 0 e ^ n 0 ^ n 700 7
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^
Ligne de partage des eaux entre Atlantique et Méditerranée Ligne de partage des eaux entre Atlantic and Mediterranean drainage divide Avants-Monts Ligne de crête des drainage divide Avants-Monts Rupture de pente, résidu entre 20 et 50‰ Knickzone, residual between 20 and 50‰ Rupture de pente, résidu entre 5 et 20‰ Knickzone, residual between 5 and 20‰ Rupture de pente, résidu <5‰, origine lithologique knickzone, residual <5‰, lithological origin Rupture de pente, résidu >50‰ Knickzone, residual >50‰ ^
X
X
FIGURE 9. Localisation des ruptures de pente à anormalement forte (résidus >5FIGURE 9. pléistocène. de soulèvement ‰) et des zones with abnormally (residual >5 high gradient Location of knickzones ‰) and of Pleistocene uplift areas.
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Cabrières, ce col se raccorde à l’aplanissement pliocène qui À l’ouest, en revanche, le creusement apparaît plus tardif, nivelle les flyschs et les nappes calcaires et schisteuses dévo- car on ne trouve pas d’accumulation du Pliocène supérieur niennes (Ambert, 1994). Dans la haute vallée de la Peyne, sur le piémont et l’érosion régressive n’a pas encore atteint les les coulées des Vignas et de Cabrerolles dominent de 80 m le hautes vallées qui ont conservé des formes héritées du lit actuel du cours d’eau. Ainsi, le creusement antérieur à Tertiaire. Les aplanissements S1 et S2 de Klein et Giusti 1,5 Ma atteignait une centaine de mètres et l’incision posté- (1990) et la surface miocène sont relativement préservés à rieure n’a creusé que de 80 m, soit à un rythme moyen très l’amont des premières ruptures de pente à pente anormale- modéré de 0,05 mm/an. L’essentiel du soulèvement s’est ment forte. La surface de démarrage de l’incision verticale effectué avant la mise en place des coulées, et l’érosion cor- correspond à la regradation au Miocène et au Pliocène de la rélative du soulèvement est à l’origine de l’accumulation de surface S2 qui biseaute le sommet des cuestas. L’érosion dif- vastes épandages caillouteux sur le piémont languedocien, férentielle, nécessaire au façonnement de ces cuestas dans au débouché de vallées déjà bien encaissées dans les Avant- les sédiments éocènes bien différenciés, a été stimulée par Monts. Excepté pour l’Orb supérieur, les ruptures de pente le soulèvement du chaînon au Pliocène supérieur. Au ne présentent pas de pentes anormalement fortes et ont donc Pléistocène, la forte dissection et l’accentuation du relief sont une origine essentiellement lithologique (fig. 9). dues au fait que l’érosion verticale l’emporte largement sur
FIGURE 10. Graphique DS (dis- A Clamoux tance-pente) en coordonnées loga- 10000 Clamoux pentes rithmiques montrant les profils lon- SL Clamoux gitudinaux, les pentes et l’indice SL du Clamoux (A), de l’Orbiel (B), 1000 de l’Ognon (C), de l’Arnette et du Thoré (D), de la Cessière et du Vernazobre (E). 100 Distance-slope plot, logarithmic longitudinal profiles, gradients and m, m/km et SL 10 SL index of the Clamoux (A), the Orbiel (B), the Ognon (C), the Arnette and the Thoré (D), the 1 Cessière and the Vernazobre (E). 0,1 1 10 100 distance en km
B Orbiel 1000 pentes Orbiel
SL Orbiel 100
10 m, m/km et SL
1 0,1 1 10 100 distance en km
C 1000 Ognon pentes Ognon
SL Ognon 100
10 m, m/km et SL
1 0,1 1 10 100 distance en km
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D Arnette Thoré pentes Arnette pentes Thoré 10000 SL Arnette SL Thoré
1000
100
m, m/km et SL 10
1 0,1 1 10 100 distance en km
E Vernazobre 1000 Vernazobre pentes Cessière Cessière pentes
100
m et m/km 10
1 0,1 1 10 100 distance en km
l’ablation des interfluves qui ne subissent qu’une altération tures de pente à pente anormalement forte et sans origine chimique modérée. Bien que le début de cette incision verti- lithologique témoignent d’un soulèvement récent de la partie cale ne soit pas daté précisément, les 500 à 600 m d’encais- centrale et occidentale de la Montagne Noire. Pour l’ensemble sement des cours d’eau du versant sud de la Montagne Noire du chaînon, on constate que le soulèvement responsable du suggèrent des vitesses de creusement nettement plus rapides relief actuel n’a pas été constant, ni dans le temps, ni dans que dans la partie est du chaînon. Selon que l’on fasse débu- l’espace. Une charnière tectonique correspondant à la limite ter l’incision vers 2 Ma (début du Pléistocène) ou vers 1 Ma, est du bassin de la Cesse sépare ainsi deux ensembles inéga- date admise par la plupart des auteurs en Europe occidentale lement soulevés. À l’est, le soulèvement essentiellement plio- (Antoine et al., 1998), la vitesse moyenne du creusement cène a permis le développement de plusieurs niveaux de gla- atteint respectivement 0,25 mm/an et 0,5 mm/an, soit 5 à cis d’érosion sur le piémont languedocien et le soulèvement 10 fois plus vite que dans l’est du chaînon. Les ruptures de pléistocène plus limité a provoqué une incision des cours pente à pente anormalement forte qui existent sur tous les d’eau d’environ 80 m. À l’ouest, le soulèvement principal pléis- cours supérieurs ont une origine tectonique ; elles résultent tocène a déclenché une vague d’érosion régressive qui n’est de la vague d’érosion régressive qui a été générée par le sou- pas encore parvenue à l’amont: le recul des ruptures de pente lèvement récent de la Montagne Noire (fig. 9). apparaît très lent dans les roches cristallines résistantes, plus rapide dans les micaschistes et les calcaires des nappes du versant sud. La vitesse de l’incision pléistocène apparaît ainsi CONCLUSION 5 à 10 fois supérieure à l’ouest qu’à l’est, mais selon les cours La géométrie des réseaux hydrographiques, la pente, la d’eau, la valeur de l’encaissement peut varier considérable- forme des profils longitudinaux et les ruptures de pente sont ment de l’amont à l’aval ; aussi ne peut-elle pas donner la des indicateurs géomorphologiques précieux pour déceler les valeur précise du soulèvement en utilisant la méthode de déformations tectoniques différentielles de faible ampleur, Bonnet et al. (1998). mais, comme l’a montré Demoulin (1998), il est nécessaire d’utiliser plusieurs paramètres et de tenir compte du cadre REMERCIEMENTS morphostructural. En partant des sources, la première rup- ture de pente à pente anormalement forte a une localisation Nous remercions Robert Étienne (Laboratoire rhodanien qui dépend de la pente amont et de la surface drainée. Elle de Géomorphologie) pour la détermination des minéraux correspond à la remontée maximale de l’incision régressive lourds, Stéphane Desruelles (Université Paris XII) pour la pré- stimulée par le soulèvement de la Montagne Noire. Les rup- paration des figures, Alain Demoulin, un lecteur anonyme et
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