Surrection et érosion polyphasées de la bordure cévenole. Un exemple de morphogenèse lente.

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1 Surrection et érosion polyphasées de la bordure cévenole. Un exemple de morphogenèse lente. Michel Séranne 1, Hubert Camus 2, 1, Francis Lucazeau 1, Jocelyn Barbarand 3, Yves Quinif 4. 1 CNRS / Université Montpellier 2, UMR5573 cc 060, Montpellier cedex 05, France. seranne@dstu.univ-montp2.fr 2 Université Bordeaux 3, GdR 440, DYMSET, Maison des Suds, BP200, Talence cedex, France 3 UMR 8616 CNRS / UPS, OrsayTerre Bât.504, Université Paris-Sud, Orsay, France 4 CERAK, Université Polytechnique de Mons, B-7000 Mons, Belgique. Sous presse au Bulletin de la Société Géologique de France Mots clés: érosion, géomorphologie, sédiments résiduels, datation U/Th, thermochronologie Résumé : La morphologie des Cévennes, au SE du Massif Central et en bordure du Golfe du Lion, résulte de l interaction des processus profonds et superficiels. L origine de ces processus ainsi que leur datation sont incertains. On tente de reconstituer l histoire de la surrection et de l érosion par une approche pluridisciplinaire intégrant géologie, géomorphologie, thermochronologie et géochronologie. La thermochronologie montre que le socle des Cévennes a subi une dénudation de l ordre de 2 km vers le milieu du Crétacé. L analyse des sédiments préservés sur les surfaces actuellement élevées et dans les bassins périphériques suggère un soulèvement de la surface des Cévennes ainsi qu une différentiation morphologique avec les Garrigues et la Plaine Littorale, en plusieurs étapes au cours du Tertiaire. L ouverture du Golfe du Lion, au Miocène inférieur, modifie radicalement le réseau de drainage, qui évolue jusqu au réseau actuel. L analyse géomorphologique de l incision des réseaux fluviatiles et karstiques indique que l essentiel de l incision résulte d une surrection survenue postérieurement au Langhien et avant le Messinien. Les datations de concrétions dans les karsts permettent de fixer des jalons chronologiques aux terrasses fluviales, et de mesurer des taux d incision très faibles pendant le Pleistocène. L essentiel de la morphologie relève d héritages anté-quaternaire. Cette étude montre que la morphogenèse est polyphasée et lente avec des évènements acquis dès le Crétacé, et des réactivations morphogénétiques lors des phases tectoniques cénozoïques. Polyphased uplift and erosion of the Cévennes (S. France) An example of slow morphogenesis Key words: erosion, geomorphology, residual sediments, U/Th dating, thermochronology Abstract: The Cévennes are bordering the French Massif Central and the Gulf of Lion margin. The morphogenesis of this area results from an interaction between deep-seated and superficial processes, whose origin and timing is still discussed. We attempt a reconstruction of the surrection and erosion history of the area through a multidisciplinary approach including geology, geomorphology, thermochronlogy and geochronology. Thermochronology shows that the Cévennes basement underwent some 2km denudation in mid-cretaceous time. Analyses of the sediments preserved on uplifted surfaces and in peripheral sedimentary basins indicate a differential surface uplift of the Cevennes, of the surrounding calcareous plateaus, and of the coastal plain, that occurred in several stages during the Tertiary. Early Miocene rifting of the Gulf of Lion margin and opening of the NW Mediterranean, drastically modified the drainage network. Geomorphology analyses of the incised rivers and karst network suggest that most of the incision results from uplift that occurred sometime in the Serravalian-Tortonian interval. U/Th dating of calcite concretions in karsts allows to chronologically bracket the formation of some fluvial terraces, and to find very low incision rates during Pleistocene. Most of the morphogenesis predates Quaternary. This ongoing study shows an example of polyphased and very slow morphogenesis, with present-day landscape including elements as old as Cretaceous. Cévennes 10/10/01 page : 1

2 1 Introduction La morphogie résulte de l interaction entre phénomènes profonds (géodynamique) et superficiels (érosion). Les relations tectonique - érosion sont particulièrement étudiées dans les zones orogéniques actives ou récentes, où les taux de surrection et d érosion sont élevés (plusieurs mm par an) et les processus ainsi plus clairement mis en évidence (par exemple [Lucazeau, 1995]). Par contre, dans les zones faiblement actives comme les marges continentales passives, les processus de surrection et d érosion se développent sur des intervalles de temps longs et les processus mis en jeu lors de la morphogenèse sont plus délicats à identifier (par exemple [Van der Beek, et al., 1995]). La bordure Cévenole se caractérise par la juxtaposition d une zone de faille (le faisceau Cévenol qui limite le Massif Central, et le Bassin du Sud-Est), d une ligne de partage des eaux entre les bassins versants méditerranéen et atlantique, et d une zone intermédiaire plus ou moins intensément affectée par l érosion (forte rugosité apparente sur les schistes des Cévennes, incision de canyons dans les carbonates) (Fig. 1). Alors que cette morphologie peut laisser supposer que la faille des Cévennes ait joué un rôle certain dans la construction du relief de la bordure sud-est du Massif Central, les éléments de datation de cette morphologie, notamment de la surrection et de l érosion sont plus difficiles à caractériser et toujours discutés (par exemple [Dubois, 1985 ; Ambert, 1991]). La topographie asymétrique de la bordure sud du Massif Central (bordure Cévenole) suggère une évolution par érosion régressive et recul d escarpement, qui serait liée au rifting Oligocène de la Méditerranée Occidentale. Le flux de chaleur élevé et le volcanisme Miocène et Pliocène associés à la topographie du Massif Central ont été interprétés comme les effets d un diapir asthénosphérique se mettant en place sous le Massif Central depuis l Oligocène [Lucazeau, et al., 1984]. Une possible activité tectonique Quaternaire de la faille des Cévennes [Bishop et Bousquet, 1989 ; Lacassin, et al., 1998], en conjonction avec une importante incision Quaternaire des Causses [Dubois, 1985] relancent les discussions sur une morphogenèse très récente. Celle-ci serait contrôlée par une surrection liée à une compression NS [Josnin, et al., 2000] et aux fortes variations climatiques du Quaternaire. Les Cévennes sont situées à la périphérie des grands ensembles géologiques (sud du Massif Central, ouest du Bassin du Sud Est, nord de la marge du Golfe du Lion) et sont le plus souvent traitées de manière partielle. Cependant, le relief des Cévennes constitue un des château d eau hydrologique et elles contribuent à la sédimentation détritique des bassins périphériques d Aquitaine, du Sud-Est, et du Golfe du Lion. La surrection et l érosion de ce massif a mis à jour ou bien est directement à l origine de concentrations minérales exploitées à sa périphérie (dépôts de charbons, de bauxites, minéralisations d uranium, de plomb, de zinc, d argent) [Macquar, et al., 1990]. Il apparaît donc que l examen détaillé de la surrection et de l érosion des Cévennes apporterait des contraintes déterminantes sur l évolution des zones périphériques. L objet de cette contribution est de faire le point sur les arguments géologiques et géomorphologiques permettant de mieux contraindre l histoire de la surrection et de l érosion de la bordure cévenole. À l aide de différentes méthodes d analyse et de datation, appliquées à des sous-ensembles géologiques de la région, on s attache à montrer l aspect polyphasé et ancien de la morphogenèse de la bordure cévenole. Après avoir défini le cadre géologique de la zone d étude, on présente les données obtenues par les différentes approches utilisées, qui mettent en évidence les évènements, depuis les plus anciens jusqu aux plus récents. 2 - Cadre géologique et morphologique Le relief des Cévennes cristallines est formé par les schistes Paléozoïques inférieurs ( Schistes des Cévennes ) intrudés au Carbonifère supérieur par les plutons granitiques tardi-orogénique de l Aigoual et du Mont Lozère [Najoui, 1996] (Fig. 2). Les massifs granitiques cévenols et ardéchois constituent les reliefs les plus élevés du Massif Central (environ 1700m) à l exclusion des reliefs récents d origine volcanique du Puy de Dôme et du Cantal. Ceci confère au Massif Central une topographie de plateau basculé vers le NW, soulignée par la limite de partage des eaux entre Méditerranée et Atlantique. Le versant méditerranéen des Cévennes est entaillé de vallées linéaires transversales, sub-parallèles avec des pentes prononcées. Les profils en long des rivières ne mesurent que quelques dizaines de kilomètres pour des dénivelées de l ordre de 1000 m. La distribution des volumes érodés peut être approchée par le volume compris entre la surface topographique et la surface enveloppe passant par les sommets (Fig. 3). La zone d érosion maximale est située sur le versant Cévennes 10/10/01 page : 2

3 Méditerranéen, à proximité de la ligne de partage des eaux, et au nord ouest de la faille des Cévennes. Par contre, le versant Atlantique est peu incisé ; il présente, le long de sa marge est, des panneaux peu érodés en position de plateaux préservés, d où sont issus les cours d eau qui incisent les canyons des Causses. A l ouest et au nord de Mende, l amplitude de l érosion est fortement exagérée par le mode de calcul : l écart entre la topographie et l enveloppe des sommets est augmenté non par érosion des vallées mais par la construction des reliefs volcaniques de l Aubrac et du Mézenc. La distribution spatiale de l érosion sur la zone d étude suggère donc une érosion essentiellement régressive de la bordure sud-est d un plateau, à partir de la faille des Cévennes. Le sud du Massif Central est aussi caractérisé par l existence de plateaux de calcaire Jurassique tabulaire, s étendant à l ouest et au sud-ouest des Cévennes ( Grands Causses ) (Fig 2). La surface des Grands Causses, à environ 800 m d altitude, présente une morphologie karstique. Le drainage est assuré par un réseau karstique souterrain, connecté aux grandes rivières coulant dans les canyons profondément incisés de plus de 400 m (Fig 3), et séparant les différents Causses [Dubois, 1985]. Les Grands Causses et les Cévennes sont limités au SE par le réseau de faille des Cévennes, d orientation SW-NE, parallèle à la crête des hauts reliefs. Pendant le Jurassique, cette zone de faille appartenait à la marge occidentale de la Téthys [Lemoine, et al., 1986 ; Bonijoly, et al., 1996] qu elle séparait du bassin peu subsident des Causses [Beaudrimont et Dubois, 1977]. Elle a été réactivée par la suite, notamment en décrochement senestre pendant l orogenése Pyrénéenne, à l Eocène [Arthaud et Séguret, 1981]. La zone de faille des Cévennes constitue l élément morpho-structural majeur de la région et se caractérise par des anomalies topographiques linéaires (bassins allongés, rides) traversées par un réseau hydrographique karstique et aérien encaissé. Le sud-est de la faille des Cévennes est occupé par la zone des Garrigues (Fig 2). Il s agit de collines de calcaire jurassique et néocomien, de 200 à 400m d altitude, séparées par des zones déprimées occupées par des bassins sédimentaires tertiaires. Une surface d érosion régionale datée du Crétacé moyen caractérise les Garrigues (Fig 2). Elle correspond à l émersion d une zone orientée EW entre les Cévennes et la Provence : l Isthme Durancien. Les séries carbonatées mésozoïques marines des Garrigues y sont altérées et érodées, alors que des bauxites issues de l érosion et de l altération sont piégées dans des karsts et des bassins continentaux [Combes, 1990]. Dans les Garrigues, les structures EW et les décrochements NE-SW liées à la compression Pyrénéenne (Eocène) constituent des éléments morpho-structuraux importants [Arthaud et Laurent, 1995], de même que les reliefs de failles normales oligocènes, d orientation NE-SW, affectant la couverture mésozoïque. Ces dernières sont associées au rifting Oligo- Miocène de la Méditerranée Occidentale [Séranne, et al., 1995]. La zone basse de la Plaine Littorale et de la Camargue résulte de l effondrement de la chaine Pyrénéenne et de la subsidence Néogène liée au rifting de la Méditerranée Occidentale [Séranne, et al., 1995], compensée par les apports sédimentaires drainés par le Rhône et les fleuves cévenols. En outre, la géophysique de subsurface à travers la Plaine Littorale, met en évidence des paléo-canyons [Benedicto, 1996 ; Guennoc, et al., 2000] qui résultent de l assèchement de la Méditerranée au Messinien [Clauzon, 1982]. 3 - Etude multi - méthodes : reconstitution de l histoire géologique a - Thermochronologie par les traces de fission sur apatite : histoire Crétacé La thermochronologie par les traces de fission permet de reconstituer l histoire thermique des roches dans l intervalle de température ~60-110±10 C pour l apatite [Gallagher, et al., 1998]. Les données issues du Velay, de l Ardèche et des Cévennes sont analysées en détail par [Barbarand, 1999 ; Barbarand, et al., 2001]. Nous ne retiendrons ici que les principales conclusions de cette étude, en ce qui concerne les Cévennes (Fig 2). Faisant l hypothèse que le refroidissement est lié à la dénudation, et que le gradient géothermique est compris entre des valeurs géologiquement raisonnables, on peut modéliser l évolution thermochronologique des échantillons de roches analysés [Gallagher, et al., 1998]. Les données traces de fission sont interprétées par un épisode d érosion qui a affecté l ensemble de la bordure Sud-Est du Massif Central. L ampleur de la dénudation dépend du gradient géothermique de cette époque et de la conductivité thermique des roches érodées ; elle peut-être cependant estimée entre 1500 et 2500 mètres. Les échantillons issus des sommets (Aigoual, 1560m) et ceux situés à des altitudes intermédiaires, ainsi que dans les vallées (Fig 2) témoignent d un comportement différent pendant le passage des isothermes 110 C et 60 C (Fig. 4). Etant donné que tous les échantillons sont situés au mur de la faille des Cévennes Cévennes 10/10/01 page : 3

4 et qu aucun accident tectonique majeur ne les sépare, on admet que la différence d altitude actuelle est similaire à la différence de profondeur initiale. Les échantillons issus des sommets présentent des histogrammes de longueur de traces centrés autour de 14 µm, indiquant qu ils ont rapidement franchi ces isothermes aux alentours de 100Ma. Par contre, les échantillons situés dans des vallées du versant sud-est des Cévennes (Fig. 2), sont caractérisés par la présence d une part importante de traces longues (>14 µm) dans les histogrammes de distribution des traces, indiquant qu ils ont traversé cet intervalle beaucoup plus lentement du Crétacé moyen au Néogène, sans avoir de résolution thermochronologique à l intérieur de cet intervalle. Les échantillons de vallées ont subi un refroidissement contemporain et d amplitude similaire des échantillons de sommet, mais leur profondeur plus importante ne leur a pas permis de franchir l isotherme 60 C. Ce n est qu à la suite d une dénudation plus importante (correspondant à la différence d altitude actuelle) et plus tardive de la bordure des Cévennes qu ils ont franchi cet isotherme. Le comportement différent des échantillons prélevés en sommet et dans les vallées correspond à un processus d érosion régressive de la bordure cévenole, survenu pendant le Crétacé supérieur- Néogène, et superposé au processus de dénudation générale du sud-est du Massif Central survenu pendant le Crétacé moyen. La présence d affleurements épars de Trias et de Jurassique inférieur discordants sur le socle indique que seule une part minime de la tranche de terrains érodés peut correspondre à des terrains du Paléozoïque (Fig. 2). L essentiel des terrains érodés doit correspondre à des sédiments du Jurassique à Crétacé inférieur. Etant donné la réduction d épaisseur des séries Jurassiques vers le haut-fond des Cévennes [Beaudrimont et Dubois, 1977; Dubois et Delfaud, 1989], on est conduit à admettre des séries jurassiques très réduites sur les Cévennes. Ainsi, la plupart de la série sédimentaire manquante aurait été déposée après le Jurassique et avant le début de la dénudation, c est à dire pendant le Néocomien. L âge de la première phase de dénudation (Albien- Aptien) et la position structurale de la zone, en continuité avec les régions soulevées et érodées de l Isthme Durancien, suggèrent fortement qu elle résulte du bombement de l Isthme Durancien. Les autres phases d érosion exprimées au sud et au sud-est sont responsables de l incision des vallées cévenoles, pendant un intervalle mal déterminé situé entre le Crétacé terminal et le Néogène. Les processus d érosion responsables du refroidissement entre 60 C et la température de surface actuelle ne sont pas accessibles par la méthode. On ne peut qu estimer l amplitude et restreindre l âge entre le passage de l isotherme 60 C et l actuel. Les contraintes géologiques permettent de préciser cette partie de l évolution. b - Contraintes apportées par la sédimentation : histoire Crétacé moyen à Miocène inférieur Les sédiments accumulés dans les bassins à la périphérie des Cévennes ainsi que les sédiments résiduels conservés sur les surfaces actuellement élevées sont riches d informations. Dans le premier cas, les sédiments clastiques tracent les zones à l érosion, dans le deuxième ils témoignent de paléo-surfaces, et sont utilisés comme marqueurs d élévation de la surface (Fig. 5). Bauxites Les bauxites de l Isthme Durancien accumulées au toit des carbonates Mésozoïques du Languedoc, pendant l intervalle Albien moyen - Cénomanien inférieur, résultent de l évolution d altérites remaniées depuis le socle cristallin (roches alumineuses) émergé du Massif Central [Combes, 1990]. A la lumière des nouveaux résultats de trace de fission indiquant la présence d une couverture de Néocomien, vraisemblablement marno-calcaire sur les Cévennes et les Causses [Barbarand, et al., 1998; Barbarand, et al., 2001] on peut aussi envisager qu une partie des bauxites provient de l altération des marnes néocomiennes. L altération des roches requiert une différence de potentiel entre la surface du sol et le niveau de base, donc une zone élevée, pour permettre à l eau de circuler à l intérieur des massifs. Cependant, cette zone élevée ne doit pas présenter de pente forte qui favoriserait le ruissellement et l érosion mécanique. Pendant le Crétacé moyen, la morphologie correspondait à un soulèvement de la surface ( bombement ) de grande longueur d onde (500km) et d amplitude modérée ( m) au sud du Massif Central [Wyns et Guillocheau, 1999] qui était soumis à altération in situ. Une partie des altérites était remaniée vers les bassins périphériques du Languedoc où elles évoluaient en bauxites [Combes, 1990]. La dénudation par altération des séries néocomiennes devait équilibrer la surrection du socle afin de maintenir le bombement. Crétacé marin des Causses Des sédiments à faciès littoraux et marins du Turonien-Santonien ont été retrouvés sur les Grands Causses [Alabouvette, et al., 1984], ainsi que des sédiments à faune marine du Campanien-Maestrichtien dans le fossé de Montoulieu, au sud-est de la Faille des Cévennes [Alabouvette, et al., 1988]. D autres affleurements de sédiments Cévennes 10/10/01 page : 4

5 marins ont été récemment mis en évidence à la surface des Causses, en aval du massif de l Aigoual (Fig. 2) [Bruxelles, et al., 1999]. Sur ces affleurements, on peut distinguer un terme littoral d âge Turonien, un terme marin daté du Coniacien, et enfin un terme continental plus récent, d âge Campanien-Maestrichtien probable. La faune rencontrée dans les sédiments crétacés contre la Faille des Cévennes suggère une transgression marine contemporaine. Ces observations indiquent clairement que la surface des Grands Causses était très proche du niveau de la mer du Turonien au Coniacien puis qu elle est passée au-dessus du niveau de la mer pendant le Crétacé Terminal. Ceci tranche avec la zone au sud-est de la Faille des Cévennes restée au niveau de la mer au Campanien- Maestrichtien [Alabouvette, et al., 1988] mettant ainsi en évidence un mouvement différentiel de part et d autre de la Faille des Cévennes pendant le Crétacé terminal. Le Coniacien-Turonien étant une période de niveau eustatique des plus élevés (environ 200 à 250m au-dessus du niveau actuel [Haq, et al., 1988] on en déduit que la surface des Causses actuellement à 800 m d altitude a subi une surrection d au moins 550 à 600 m depuis le Coniacien-Turonien, et qu une partie de cette surrection était acquise de manière différentielle au NW de la Faille des Cévennes, dès le Crétacé terminal. Altérites / sidérolithique La surface des Grands Causses et du Massif de l Aigoual présente des dépôts résiduels argileux à galets de quartz arrondis à cortex rubéfié ( dragées ). On les rencontre, piégés dans de petites cavités karstiques superficielles, sur les buttes des Grands Causses à des altitudes fréquemment supérieures à 800m [Camus, 1999; Camus, 2001]. Ces sédiments présentent fréquemment une altération post-dépôt suggérant un temps de résidence long. On retrouve ces sédiments remaniés dans des dépressions des Causses, incorporant d autres lithologies. Les affleurements les plus élevés représentent donc le terme originel. Sur la base des compositions minérales argileuses et des cortèges de minéraux lourds, l origine de ces dépôts allochtones est à rechercher dans le Massif Central [Ambert, 1991]. Ces dépôts ont été corrélés [Gèze, et al., 1985] avec le sidérolithique du Quercy daté du Paléogène, mais le manque de datation sur les affleurements des Causses conduit les auteurs à les ranger sous une dénomination plus descriptive des Terres Rouges des Causses ou Terra Rossa. Ils représentent les témoins d une couverture d altérite qui a recouvert le Massif Central pendant le Paléogène [Cals, et al., 1980 ; Gèze, et al., 1985]. La formation d altérites sur le Massif Central et les Causses requiert que la surface soit située au dessus du niveau de la mer (200 m au dessus du niveau eustatique actuel [Haq, et al., 1988] pendant le Paléogène, avec un gradient de pente suffisant pour assurer le drainage. Par conséquent, on en déduit une élévation de plusieurs centaines de mètres de la surface des Cévennes et des Causses par rapport au niveau de la mer actuel. Ceci pourrait être lié à un flambage lithosphérique en avant de la compression Pyrénéenne [Wyns et Guillocheau, 1999]. Sédimentation syntectonique Pyrénéenne des Garrigues- Eocène Les sédiments syntectoniques paléocènes et éocènes déposés au front des chevauchements et dans les synclinaux pyrénéens, de la zone des Garrigues, sont exclusivement continentaux, [Alabouvette et Cavelier, 1984] attestant d une surrection depuis le Crétacé terminal, et d une polarité en accord avec les structures à vergence nord : haute chaîne au sud, avant-pays vers le nord [Arthaud et Séguret, 1981; Séranne, et al., 1995]. L existence de plis de grande d amplitude, culminant plusieurs centaines de mètres au dessus des dépôts syntectoniques (à l est d Alès, et au nord de Montpellier, Fig.2) atteste d un relief marqué dans la zone des Garrigues, par contre, les Grands Causses et les Cévennes, ne sont pas affectés de déformations significatives d âge pyrénéen, bien qu un soulèvement général (flambage) soit suggéré par les sources septentrionales des certains sédiments [Demangeon, 1959; Alabouvette et Cavelier, 1984]. Apports clastiques méridionaux du Priabonien. Les bassins d âge Eocène terminal des Garrigues bordent les Cévennes au sud-est et au sud. Ces faciès détritiques fluviaux montrent des directions de paléo-courants vers le nord et contiennent des clastes de méta-sédiments et de grès marin à glauconie, dérivés du Crétacé des Pyrénées, suggérant des apports depuis le sud, où s élevait la chaîne Pyrénéo-Provençale. De rares niveaux marins intercalés dans le Priabonien indiquent une altitude proche niveau de la mer, immédiatement au sud-est de la faille des Cévennes, dans le bassin d Alès [Alabouvette et Cavelier, 1984] et à St Martin de Londres [Egerton et Collier, 1995], alors que le nord-ouest de la faille des Cévennes était déjà émergé depuis le Crétacé terminal. Au nord des Cévennes, des incursions marines intercalées dans les dépôts fluvio-lacustres du Bassin Eocène terminal - Oligocène basal du Puy-en-Velay [Turland, et al., 1994] attestent d une surface proche du niveau de la mer. Cônes alluviaux du rifting Oligocène - Aquitanien Cévennes 10/10/01 page : 5

6 Les bassins oligocènes du Languedoc, formés lors du rifting de la Méditerranée Occidentale [Séranne, 1999b] sont remplis de cônes alluviaux proximaux issus de l érosion des formations mésozoïques proches des failles bordières actives [Benedicto, 1996 ; Benedicto, et al., 1999]. Le bassin d Alès situé sur la faille des Cévennes ne contient pas de clastes issus du socle Paléozoïque indiquant ainsi que l érosion n avait pas atteint le socle cristallin des Cévennes pendant l Oligocène [Sanchis, 1997; Sanchis et Séranne, 2000]. Par contre, les sédiments fluviaux de l Aquitanien du bassin de l Hérault [Maerten et Séranne, 1995] contiennent des conglomérats essentiellement composés de clastes de formations méso-cénozoïques locales, ainsi que des clastes de quartz d exsudat issus des Schistes des Cévennes (1 à 5%) qui suggèrent des apports cévenols. Ces dépôts Aquitaniens présentent des paléo-courants vers le sud-ouest et indiquent la présence d un ancien réseau hydrographique organisé, parallèle à l Hérault moderne. On déduit de ces observations l existence d un gradient de pente depuis les Cévennes jusqu aux Garrigues, en passant par les Causses d altitude intermédiaire. Conglomérats transgressifs du Burdigalien La surface de transgression marine du Burdigalien est marquée par un niveau de conglomérat (cortège transgressif) composé à 80% de galets de quartz. Cette formation résulte du remaniement littoral et du tri des formations conglomératiques sous-jacentes, dans laquelle seuls les galets de quartz ont été préservés. Le niveau transgressif du Burdigalien sert aussi de surface repère, et sa forme indique les déformations subies depuis le Burdigalien (Fig. 6). On note une subsidence de la Camargue de plus de 1000m, liée à l activité de la faille de Nîmes, et une surrection en rive gauche du Rhône de 500m, lié à l inversion Alpine. On remarque aussi une élévation croissante (200m) vers le nord / nord-ouest de la zone des Garrigues (entre Failles de Nîmes et des Cévennes). L extrémité méridionale de la faille des Cévennes a enregistré des mouvements verticaux postburdigaliens de l ordre de 700m. L enregistrement sédimentaire préservé dans le bassin de l Hérault se poursuit jusqu au Langhien avec des faciès marins lagunaires à lacustres [Maerten, 1994], suggérant que ces mouvements verticaux se placent après le Langhien. Alluvions des vallées sèches Des sédiments détritiques à clastes allochtones se rencontrent sur la surface des Causses, entre 800 et 500m d altitude, dans des dépressions allongées NS de type vallées sèches (Fig. 7). Ces vallées peuvent se suivre sur plusieurs milliers de mètres de long permettant d estimer des pentes d environ 1 à 3 %. Les remplissages de vallées sèches ont été fréquemment confondus avec des sédiments résiduels allochtones de type sidérolithique décrits plus haut, mais une analyse plus approfondies permet de les distinguer [Camus, 1999; Camus, 2001]. Il s agit d alluvions à galets peu roulés de quartz d exsudats, de Schistes des Cévennes, d arénite triasique, de métasédiments paléozoïques, et une fraction variable de quartz altérés du sidérolithique remaniés. La matrice préservée est composée de silts et d argiles brun-rouge. Il s agit d alluvions fluviatiles déposées par un réseau de drainage anciennement en connexion avec les Cévennes, qui remanient en proportions variables, des dépôts d altérites allochtones, préalablement piégées sur la surface des Causses. On rencontre également des affleurements dispersés de ces mêmes dépôts résiduels d origine cévenole dans les Garrigues, sur une surface d environ 300m d altitude encadrant le cours actuellement encaissé de 200m de l Hérault (Fig. 7) [Camus, 1999]. Ces clastes indiquent clairement la présence du réseau hydrographique organisé avec bassin versant dans les Cévennes cristallines, un drain principal concentrant les flux et assurant le transit de galets et de blocs pluri-décimétriques, à travers la zone des Garrigues, vers l embouchure du fleuve. L âge de ces dépôts allochtones est mal contraint, car ils sont dénués de fossiles. Ils matérialisent un écoulement sur la surface fondamentale de [Coulet, 1975] réputée post-eocène [Dubois, 1985]. Etant associés à un réseau hydrographique coulant du nord vers le sud et débouchant dans les bassins néogènes, ils sont donc postérieurs au rifting du Golfe du Lion et à l ouverture de la Méditerranée nord-occidentale, au Burdigalien. c - Incision du réseau hydrographique: histoire Miocène Moyen à Supérieur Le réseau fluviatile actuel prenant sa source sur les plateaux du SE du Massif Central est profondément incisé dans les schistes des Cévennes, et traverse les Grands Causses et les Garrigues par de profonds canyons. Ceci indique l antécédence des cours d eau [Dubois, 1985] et donc une surrection de l ensemble plus tardive que l installation du réseau principal associée au rifting Oligo-Miocène du Golfe du Lion. La discussion porte sur l âge de cette surrection (Quaternaire selon [Dubois, 1985] ou échelonné sur le Néogène). Il est important de noter que les cours d eau du bassin versant Atlantique (Tarn, Lot, Dourbie ) présentent des canyons tout autant incisés que les cours d eau du versant Méditerranéen (par exemple : Hérault,, Gardon, Cèze, Cévennes 10/10/01 page : 6

7 Ardèche ). Ceci exclu donc l assèchement de la Méditerranée au cours du Messinien comme cause du creusement des canyons de la bordure cévenole [Ambert, 1991]. Ce creusement ne peut pour autant résulter de l abaissement du niveau de base lié aux variations glacio-eustatiques du Quaternaire, bien qu agissant à la fois sur les versants Méditerranéen et Atlantique. En effet, l incision des canyons (400m par rapport à la surface des plateaux calcaires) est largement supérieure aux plus fortes amplitudes envisagées (200m) pour les variations glacio-eustatique du Quaternaire. On doit donc envisager une phase de surrection de plusieurs centaines de mètres des Cévennes et des plateaux calcaires périphériques pour expliquer l incision observée, même si les variations glacio-eustatiques ont pu y contribuer. Le volcanisme effusif daté affleurant sur le pourtour des Cévennes (Fig. 2) renseigne sur l âge des surfaces. Au nordouest, le massif de l Aubrac s est mis en place sur un relief déjà très différentié à 7,5 Ma [de Goër de Herve, et al., 1991]. A l ouest, le volcanisme aérien affleurant dans la vallée du Tarn à Eglazine (Fig. 2), à quelques 400m en dessous de la surface du Causse [Ambert et Ambert, 1995] suggère que l incision du Tarn avait déjà débuté au Miocène supérieur (13,0+/-04Ma, valeur certainement excessive de quelques millions d années selon A. de Goër de Hervé). L extrémité ouest des causses était déjà soulevée de 200m par raport à la surface sur laquelle repose le volcan d Azinière (Fig. 2) daté de 6 Ma [Ambert, 1991]. Sur la bordure sud-ouest des Cévennes cristallines, du volcanisme basaltique affleurant sur le Trias à Sauclières (Fig. 7) a fourni des ages de 7 Ma [Gillot, 1974], indiquant que l érosion avait déjà disséqué une grande partie de la série Mésozoïque, au Tortonien. Au NE, les coulées basaltiques des Coirons datées de 10 à 5 Ma, avec un paroxysme entre 7 et 6,5 Ma [Elmi, et al., 1996], fossilisent une topographie en pente vers l est, depuis 800m vers 400m et un réseau de vallées orientées de l ouest vers l est, dont la paléo-ardèche confluant avec le Rhône, 8 km en aval de Montélimar (Fig. 2) [Audra, et al., 2001]. L ensemble de ces observations indiquent que le début de la surrection de surface et donc de l incision des vallées sont antérieurs à l abaissement Messinien (5,8 et 5,3 Ma) du niveau de base de la Méditerranée. Ce dernier a provoqué l érosion régressive des vallées fluviales depuis la bordure de la plateforme jusque vers l arrière-pays [Clauzon, 1982], formant de vastes rias qui ont été ensuite inondées pendant le Pliocène [Clauzon, et al., 1990]. Cette érosion régressive a-t-elle atteint la bordure cévenole et contribué à l incision des canyons? La ria du Rhône remonte jusqu à Lyon et les rivières cévenoles affluentes ont développé des rias profondément incisées ; au sud, cependant, les rias ne pénètrent que de quelques dizaines de kilomètres vers l intérieur, et restent cantonnées au bassin Néogène côtier [Clauzon, et al., 1990]. Par contre, les réseaux karstiques des plateaux calcaires de la bordure sud-cévenole, à plusieurs dizaines de kilomètres de la côte actuelle, présentent des conduits profonds avec concrétions se développant plus de 100 m en dessous du profil des vallées actuelles [Camus, 1999]. La formation de telles concrétions nécessite le rabattement de la nappe et donc un abaissement du niveau de base que l on peut rapporter à la crise messinienne. Il apparaît donc que l abaissement du niveau de base Messinien se soit exprimé par le creusement de vallées dans les formations détritiques et marno-calcaires, et par l enfoncement du réseau karstique dans les terrains calcaires. Le creusement des canyons des Causses et des Garrigues est donc postérieur à l installation du réseau hydrographique du versant Méditerranéen (rifting Oligo-Aquitanien). Il est aussi conséquent à un mouvement différentiel des Garrigues par rapport à la Plaine Littorale survenu après le dépôt du Langhien préservé dans le bassin de l Hérault. Enfin on montre que le début de l incision des canyons sur les versants Méditerranéen et Atlantiques est antérieur à la fossilisation des vallées par le volcanisme daté de 6 à 8 Ma. On déduit que l incision majeure des réseaux hydrographiques est associée à une phase de surrection principale du substratum se situant entre ces deux jalons, dans l intervalle Serravalien Tortonien. Une deuxième phase de creusement de vallées succède à l incision verticale des canyons. Elle se développe par érosion régressive à partir des canyons, et conduit à la formation de vallées périphériques (telle la vallée de l Arre, affluent de l Hérault) (Fig. 8). Cette phase d incision a permis la capture des vallées drainant les Cévennes cristallines et l abandon des vallées sèches sur la surface des Causses [Camus, 2001]. On démontre ainsi le caractère multiphasé de la formation du réseau hydrographique actuel. d - Terrasses fluviales : histoire Quaternaire Les phases les plus récentes de la morphogenèse peuvent être approchées par l analyse des terrasses quaternaires des fleuves cévenols. Les terrasses fluviales de l Hérault et de ses affluents ne sont actuellement pas corrélées entre les différentes cartes du BRGM [Philip, et al., 1978; Alabouvette, et al., 1988 ], et les datations proposées reposent sur la succession des glaciations (Wurm, Mindel, Riss, etc). Ce mode de datation très insatisfaisant semble indiquer une Cévennes 10/10/01 page : 7

8 absence de dépôt pendant le Quaternaire ancien. Sur la base des compositions lithologiques des clastes on peut cependant tenter de corréler les nappes alluviales et de reconstituer l évolution des sources d apport au cours du temps (Fig. 9). Les différences marquées entre les lithologies des nappes alluviales facilitent leur identification et leur corrélation. Elles peuvent s expliquer soit par des variations des sources d apport, soit par des altérations postdépôt, soit par des variations du mode de dénudation. Plusieurs faits ressortent de l analyse de la figure 9: - L existence de galets de granites dans toutes les nappes alluviales quaternaires suggère qu il n y a eu que peu d altération post-dépôt de cette lithologie. A contrario, l apparition du granite dans les nappes alluviales quaternaires (absence de galets de granite dans les séries détritiques Miocène et Pliocène) signe la mise à l érosion du pluton à partir de cette époque. - Les cornéennes, correspondant au métamorphisme de contact du pluton de granite intrusif, apparaissent en galet postérieurement au granite, à partir des terrasses intermédiaires à 20-30m. Ceci est en désaccord avec un schéma de dénudation progressive de niveaux de plus en plus profonds (d abord schistes, puis cornéennes, enfin granites). Les cornéennes sont très développées sur le versant nord du pluton (dans la partie la plus amont du bassin versant de l Hérault) et extrêmement réduites au sud [Najoui, et al., 2000]. On peut proposer un schéma d érosion régressive dans lequel le granite du versant sud est d abord soumis à érosion, puis l érosion atteint le versant nord recouvert d une épaisse série de cornéennes. - L absence de galets de calcaires dans les terrasses hautes et intermédiaires est surprenante car ces terrasses affleurent en aval d un bassin versant où les calcaires sont largement représentés. Ceci indique une période pendant laquelle l érosion se faisait par dissolution des carbonates (karstification), plutôt que par démantèlement mécanique, et suggérant des climats chauds et humides. - La continuité des terrasses à 10 m et 20 m au travers de la zone de faille des Cévennes ainsi que leur parallélisme avec le profil en long actuel de l Hérault indiquent qu il n y a pas eu de mouvement vertical le long de cette faille depuis les dépôts alluviaux. L absence de corrélation au sud de la faille pour les terrasses plus anciennes ne permet pas d étendre le raisonnement pour des ages plus anciens. Contrairement à la basse vallée de l Hérault caractérisée par la présence de coulées basaltiques datées, intercalées dans les alluvions du fleuve [Ambert, 1991], il n existe pas de datation directe des terrasses dans la partie amont. Une méthodologie de datation et de quantification de l incision des vallées est en cours de développement. Elle consiste à réaliser des datations sur les réseaux karstiques utilisant les cours d eau aériens pour niveau de base. L abaissement du niveau de base lié à l incision des vallées fluviales conduit à une évolution des réseaux karstiques en trois phases successives (Fig. 10). Le conduit est formé en régime noyé, puis lorsque l exutoire du karst est au niveau de base, il est utilisé en écoulement libre transportant et déposant des sédiments ; enfin, le conduit s assèche et des générations successives de concrétions peuvent se développer. Les concrétions de calcite formées dans le réseau asséché peuvent être datées par la méthode du déséquilibre radioactif dans la famille de l Uranium (méthode dite U/Th ). Les ages obtenus sur les concrétions les plus anciennes correspondent à l age minimum de l assèchement du conduit par abaissement du niveau de base, et donnent donc un age minimum de l incision des vallées. Les datations de concrétions dans la Grotte de Clamouse (proche du bassin Néogène de la basse vallée de l Hérault, Fig.2) ont fourni des ages de126 ky (+/- 10) [Quinif, 1992]. Dans la Grotte des Demoiselles (Fig.2), situées sur le faisceau de faille des Cévennes, les datations ont livré des ages plus anciens que les limites de la méthode (> 350 ky) [Rihs, et al., 1999]. Ces données confirment que la vallée de l Hérault était déjà incisée dans les plateaux calcaires des Garrigues au Pleistocène supérieur. Un réseau karstique débouche dans un méandre abandonné et recoupé de St Etienne (Fig. 7) correspondant à la nappe alluviale à 10m, de la figure 9. Lors du concrétionnement, ce réseau était situé au dessus du cours d eau coulant dans le méandre (Fig. 11). Les concrétions de ce réseau sont donc contemporaines ou plus récentes que la formation du méandre, et des alluvions associées. Une concrétion présentant deux générations successives de croissance séparées par une surface d arrêt a été analysée à l Université Polytechnique de Mons. Echantillon [U] ppm 234 U/ 238 U 230 Th/ 234 U 230 Th/ 232 Th [ 234 U/ 238 U] t= récent 0,052+-0,001 1,213+-0,024 1,590+-0,102 2,4+-0, ancient 0,045+-0,001 1,151+-0,024 1,598+-0,186 3,7+-0, Cévennes 10/10/01 page : 8

9 Le calcul de l âge d un spéléothème par la méthode du déséquilibre isotopique dans la famille de l uranium-238 est basé sur la croissance du rapport isotopique 230 Th/ 234 U de 0 vers 1. Si le carbonate renferme au temps initial du thorium-230 apporté par exemple par des argiles ou des colloïdes de type oxydes et hydroxydes de fer, le géochronomètre n est pas à 0 au moment de la cristallisation. Le calcul de l âge ne peut donner avec fiabilité un âge géologique. Cette contamination peut être éventuellement détectée par la présence de thorium-232 ce qui s inscrit sous la forme d un rapport isotopique 230 Th/ 232 Th entre 1 et 20. On constate que l échantillon étudié ici est affecté d un rapport isotopique 230 Th/ 232 Th très faible. Une autre constatation concerne le rapport isotopique 230 Th/ 234 U qui est ici significativement plus grand que 1. Deux causes peuvent être invoquées : soit une contamination par le thorium-232 qui augmente le dénominateur, soit une corrosion chimique de l échantillon qui déplace de l uranium vu sa solubilité en laissant le thorium, lui très insoluble, en place. Enfin, plus important dans le cas qui nous préoccupe dans cette étude, le rapport isotopique 234 U/ 238 U est plus grand que 1. Les deux isotopiques de l uranium, 234 et 238 ont théoriquement la même solubilité. Néanmoins, la désintégration de l uranium-238 produit du thorium-234, qui lui-même se désintègre en actinium-234, et ensuite en uranium-234. Ce dernier, arrière petit-fils de l isotope 238, se trouve dans le cristal sur un site déstabilisé par l énergie de recul de la particule alpha. De facto, il devient plus soluble que son arrière grand-père. Ce phénomène explique un rapport isotopique 234 U/ 238 U plus grand que 1 dans les eaux d infiltration et les spéléothèmes qui en dérivent. Ce rapport isotopique tend vers 1 au cours du temps. C est pourquoi on constate sur cet échantillon une valeur plus petite pour l échantillon plus vieux. En faisant l hypothèse que les rapports isotopiques initiaux étaient égaux (ce qui n est pas certain), on peut donc calculer un intervalle d âge qui sépare les deux échantillon du spéléothème, soit années. On admet donc un âge supérieur à 254ka pour la formation de la concrétion ancienne, elle-même postérieure à la formation du réseau karstique ayant le méandre pour niveau de base. La terrasse à 10m, associée au méandre, et réputée d'âge Wurm (Fy, [Philip, et al., 1978] est donc largement plus ancienne que 254 ka. En conséquence, les hautes terrasses de l Hérault à 20, 30 et 50m (Fig. 7) sont significativement plus anciennes que précédemment admis, et peuvent couvrir l ensemble du Quaternaire. L'incision d'une dizaine de mètres de la vallée de l'hérault depuis l'abandon du méandre permet de fixer un taux maximum d'incision extrêmement faible pour le Pléistocène (<< 0,04mm / an). Ces résultats sont à mettre en parallèle avec ceux obtenus sur les terrasses du Tarn, à proximité de Millau [Ambert, 1991]. Les datations U-Th effectuées sur les travertins intercalés dans les terrasses indiquent des ages supérieurs aux limites de la méthode (>350ka) pour les niveaux situés 30m au dessus du lit actuel, et des ages de 220ka pour une terrasse à 15m. Dans les deux versants des Cévennes (Méditerranée et Atlantique) on obtient de très faibles taux d incision au cours du Pleistocène. L extrapolation de taux d incision de 0,04 mm/an (qui représente une valeur maximum) pour l ensemble du Quaternaire ne produirait que 80m de creusement, et confirme le rôle secondaire de l incision récente. 4 - Discussion Conclusion La géologie de la bordure du SE du Massif Central (structures et relations tectonique - sédimentation) associée à l analyse géomorphologique (étude des surfaces et de leurs dépôts corrélatifs) permet de reconstituer les grandes étapes de l histoire de la surrection et de l érosion des Cévennes. La surrection et l érosion des Cévennes est un phénomène polyphasé se développant sur l intervalle Crétacé moyen Quaternaire. Les périodes de surrection du substratum, de dénudation et de soulèvement de surface se sont combinées de manière complexe. Le manque de datation directe des évènements (ou leur faible résolution) empêche toujours une reconstitution précise, mais il est cependant possible de fixer des jalons à cette évolution (Fig. 12). L amplitude des mouvements de surrection des roches du socle des Cévennes au Crétacé est kilométrique, mais elle est associée à une dénudation par altération aussi rapide qui laisse la surface à faible altitude. Le soulèvement de la surface devient significatif pendant le Tertiaire, au cours de trois épisodes tectoniques principaux. L orogenèse Pyrénéenne contribue à la surrection du socle et à élever la région pendant l Eocène, notamment au sud. Le rifting Oligocène constitue un épisode majeur de différentiation entre Plaine Littorale et Cévennes : la première subside et sa surface retrouve le niveau de la mer, alors que la seconde est soumise à surrection et soulèvement de surface. Cependant, la sédimentation Oligocène d origine exclusivement locale, le long des failles actives, suggère une érosion insignifiante des Cévennes pendant le rifting. L effet du soulèvement de surface pendant l Oligocène est Cévennes 10/10/01 page : 9

10 accru par la baisse eustatique importante qui caractérise cette période. La subsidence de la marge du Golfe du Lion se poursuit pendant le Miocène inférieur, alors que s organise un réseau hydrographique compétent et à gradient topographique fort, qui atteste d une dénudation par érosion des Cévennes. Postérieurement au Langhien et avant le Messinien survient un épisode crucial de la morphogenèse : une surrection du socle des Cévennes et des Garrigues, par réactivation des failles de socle, induit un soulèvement de la surface. L incision du réseau hydrographique installé au Miocène inférieur conduit à l incision des canyons dans les Causses et à l érosion de la bordure des Cévennes. Morphologiquement, la baisse du niveau marin au Messinien ne se manifeste que par l incision de la Plaine Littorale, alors que les plateaux calcaires enregistrent un approfondissement des réseaux karstiques. Enfin, la morphogenèse Plio-Quaternaire correspond à l accentuation des éléments acquis. Les évidences de surrection post- Pliocène sont rares et se rapportent à des mouvements un ordre de grandeur plus faible que lors des évènements antérieurs [Bishop et Bousquet, 1989 ; Josnin, et al., 1998]. Au sud-est, ils semblent géographiquement liés à l activité volcanique des Causses et de la Plaine Littorale (Fig. 2). L érosion des versants et l incision du réseau hydrographique se poursuit, grâce aux multiples abaissements de niveau de base de forte amplitude d origine glacioeustatique, et l érosion régressive se fait plus efficace grâce aux alternances climatiques caractérisant les périodes icehouse [Séranne, 1999a]. Les phases tectoniques marquantes de l évolution géologique du sud de la France sont enregistrées dans la morphogenèse lente des Cévennes et de leur périphérie. L orogenèse Pyrénéenne et le rifting Oligocène sont classiquement invoqués, cependant, le rôle déterminant de la surrection/dénudation Albien-Aptien, et la surrection/incision Miocène supérieur (Serravalien-Tortonien) ont rarement été reconnus. On remarque que le pic du volcanisme alcalin (origine mantellique) dans les Coirons, Velay et Aubrac est compris dans ce dernier intervalle, ce qui suggère une relation génétique entre ces évènements. Les relations stratigraphiques et structurales montrent l antécédence de la surrection et de l incision par rapport au volcanisme : le soulèvement marquerait la mise en place sous le sud du Massif Central d une anomalie asthénosphérique [Granet, et al., 1995], suivie quelques millions d années plus tard du volcanisme issu de la fusion partielle de la lithosphère sus-jacente. Notre étude montre que la zone de faille des Cévennes joue un rôle pivot dans la paléo-géographie (Fig. 12), entre zones d érosion et zones de dépôt (piedmont) tout au long de l évolution géologique. La géomorphologie de cette zone résulte donc de la succession complexe des phases de déformation, d incision et de sédimentation, depuis le Crétacé. L identification d éventuels événements récents dans la morphogenèse doit se faire à la lumière de cette longue évolution. Remerciements : Cette étude a été réalisée dans le cadre du programme INSU-PROSE. Notre reconnaissance va à Paul Ambert pour son travail précurseur en ce domaine. Les idées et interprétations contenues dans ce manuscrit ont bénéficié de discussions avec L. Bruxelles, G. Clauzon, P.J. Combes, M. Pagel, M. Séguret, et J.P. Suc. Nous tenons à remercier B. Van Vliet-Lanoë et S. Bonnet pour leurs commentaires détaillés et suggestions pertinentes. Références ALABOUVETTE, B., AZÉMA, C., BODEUR, Y. & DEBRAND-PASSARD, S. (1984). - Le Crétacé supérieur des Causses. - Géologie de le France, 1-2, ALABOUVETTE, B. & CAVELIER, C. (1984). - Languedoc oriental, in Chapitre Paléogène. in: S. DEBRAND- PASSARD & S. COURBOULEIX, eds. Synthèse géologique du Sud-Est de la France - Stratigraphie et paléogéographie. - BRGM, Orléans, France, Mém. n 125, ALABOUVETTE, B., ARTHAUD, F., BODEUR, Y., PALOC, H., SEGURET, M., LE STRAT, P., ELLENBERGER, P., MACQUAR, J.C. & COUMOUL, A. (1988). - Carte Géologique de la France au 1/ Feuille du Vigan. - BRGM, Orléans. AMBERT, M. & AMBERT, P. (1995). - Karstification des plateaux et encaissement des vallées au cours du Néogène et du Quaternaire dans les Grands Causses méridionaux (Larzac, Blandas). - Géol. France, 4, AMBERT, P. (1991). - L'évolution géomorphologique du Languedoc central (Grands Causses méridionaux, Piémont languedocien) depuis le Néogène. - Thèse d'etat, Univ. Aix-Marseille 2, ARTHAUD, F. & SÉGURET, M. (1981). - Les structures pyrénéennes du Languedoc et du Golfe du Lion (Sud de la France). - Bull. Soc. Géol. France, XXIII, Cévennes 10/10/01 page : 10

11 ARTHAUD, F. & LAURENT, P. (1995). - Contraintes, déformation et déplacement dans l'avant-pays Nordpyrénéen du Languedoc méditerranéen. - Geodynamica Acta, 8, AUDRA, P., CAMUS, H. & ROCHETTE, P. (2001). - Le karst des plateaux jurassiques de la moyenne vallée de l Ardèche : datation par paléomagnétisme des phases d évolution plio-quaternaires (aven de la Combe Rajeau). - Bull. Soc. Géol. France, 172, BARBARAND, J., PAGEL, M., LUCAZEAU, F. & SÉRANNE, M. (1998). - Mise en évidence d'une importante érosion post-crétacé de la bordure sud-est du Massif Central par l'analyse des traces de fission dans les cristaux d'apatite. -17éme Réunion des Sciences de la Terre, Brest, 67. BARBARAND, J. (1999). - Cinétique de cicatrisation des traces de fission dans les cristaux d'apatite et histoire thermique de la bordure sud-est du Massif Central. - Doctorat, Univ. Nancy 1, 464. BARBARAND, J., LUCAZEAU, F., PAGEL, M. & SÉRANNE, M. (2001). - Burial and exhumation history of the south-eastern Massif Central (France) constrained by an apatite fission-track thermochronology. - Tectonophysics, 335, BEAUDRIMONT, A.F. & DUBOIS, P. (1977). - Un bassin mésogéen du domaine péri-alpin: le sud-est de la France. - Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf Aquitaine, 1, BENEDICTO, A. (1996). - Modèles tectono-sédimentaires de bassins en extension et style structural de la marge passive du Golfe du Lion (SE France). - Doctorat, Univ. Montpellier 2, 242. BENEDICTO, A., SÉGURET, M. & LABAUME, P. (1999). - Interaction between faulting, drainage and sedimentation in extensional hanging-wall syncline basins: example of the Oligocene Matelles Basin, Gulf of Lion margin (S.E. France). in: B. DURAND, L. JOLIVET, F. HORVÁTH & M. SÉRANNE, eds. The Mediterranean Basins : Tertiary extension within the Alpine Orogen. - The Geological Society, London, Special Publication 156, BISHOP, P. & BOUSQUET, J.C. (1989). - The Quaternary terraces of the Lergue River and activity of the Cevennes Fault in the lower Hérault valley (Languedoc), Southern France. - Z. Geomorph. N. F., 33, BONIJOLY, D., PERRIN, J., ROURE, F., BERGERAT, F., COUREL, L., ELMI, S., MIGNOT, A. & GPF-TEAM (1996). - The Ardèche paleomeargin of the South-East Basin of France: mesozoic evolution of a part of the tethyan continental margin. - Mar. & Petrol. Geol, 13, BRUXELLES, L., AMBERT, P., GUENDON, J.L. & TRONCHETTI, G. (1999). - Les affleurements de Crétacé supérieur sur les Grands Causses méridionaux (France). - C. R. Acad. Sci. Paris, 329, CALS, D., PREVER-LOIRI, R. & ROUSSET, C. (1980). - Les Terres Rouges des Grands Causses du Massif Central (France). - Rev. Géogr. Phys. Géol. Dyn., 22, CAMUS, H. (1999). - L'organisation des réseaux de drainage à différents stades de l'évolution du paysage karstique de la bordure carbonatée sub-cévenole (de l'aigoual à la basse vallée de l'hérault). in: Y. PERRETTE & J.-C. DELANNOY, eds. Des paysages du karst au géosystème karstique - Dynamiques, structures et enregistrement karstiques. - Laboratoire de Géographie de l'université de Savoie, Le Bourget du Lac (France), 1/1999, CAMUS, H. (2001). - Evolution des réseaux hydrographiques au contact Cévennes-Grands Causses méridionaux : conséquences sur l'évaluation de la surrection tectonique. - Bull. Soc. Géol. France, 172, CLAUZON, G. (1982). - Le canyon messinien du Rhône : une preuve décisive du "dessicated deep-basin model" (Hsü, Cita et Ryan, 1973). - Bull. Soc. Géol. France, 24, CLAUZON, G., SUC, J.P., AGUILAR, J.P., CAPPETA, H., CRAVATTE, J., DRIVALIARI, A., DOMENECH, R., DUBAR, M., LEROY, S., MARTINELL, J., MICHAUX, J., ROIRON, P., SAVOYE, B. & VERNET, J.L. (1990). - Pliocene geodynamic and climatic evolutions in the French Mediterranean region. - Paleontología i Evolución, Mem. Sp. n 2, COMBES, P.-J. (1990). - Typologie, cadre géodynamique et génèse des bauxites françaises. - Geodynamica Acta, 4, COULET, E. (1975). - Morphologie des plaines et garrigues du Languedoc méditerranéen. - Thèse d'etat, Univ- Montpellier 3, DE GOËR DE HERVE, A., BAUBRON, J.C., CANTAGREL, J.M. & MAKHOUL, J. (1991). - Le volcanisme de l'aubrac (Massif Central): un bref épisode basaltique ( ans) au Miocène supérieur (7,5 Ma). - Géol. France, 1991, DEMANGEON, P. (1959). - Contribution à l'étude de la sédimentation détritique dans le Bas-Languedoc. - Thèse, Faculté des Sciences de Montpellier, DUBOIS, P. (1985). - Notes karstologiques sur les Grands Causses. - Bulletin de la Société Languedocienne de Géographie, 19, Cévennes 10/10/01 page : 11

12 DUBOIS, P. & DELFAUD, J. (1989). - Le Bassin du Sud-Est. in:. Dynamique et méthodes d'étude des bassins sédimentaires. - Association des Sédimentologistes Français, Editions Technip, Paris, EGERTON, P. & COLLIER, R.E.L. (1995). - Tertiary drainage and sediment dispersal patterns on the western margin of the Rhône rift, southern France. - Terra Abtract, Supplement to Terra Nova, 7, 259. ELMI, S., BUSNARDO, R., CLAVEL, B., CAMUS, G., KIEFFER, G., BÉRARD, P. & MICHAËLY, B. (1996). - Notice explicative: Aubenas. - Carte géologique de France à 1/50 000, feuille 865, 170. GALLAGHER, K., BROWN, R. & JOHNSON, C. (1998). - Fission track analysis and its applications to geological problems. - Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 26, GÈZE, B., BAMBIER, A. & PALOC, H. (1985). - Notice explicative de la feuille Nant. - BRGM - Carte Géologique de France à 1/50 000e, 936, GILLOT, P.Y. (1974). - Chronomètrie par la méthode potassium - argon des laves des Causses et du Bas-Languedoc : Interprétations. - Thèse 3eme Cycle, Paris Sud, 99. GRANET, M., WILSON, M. & ACHAUER, U. (1995). - Imaging a mantle plume beneath the French Massif Central. - Earth and Planetary Sciences Letters, 136, GUENNOC, P., GORINI, C. & MAUFFRET, A. (2000). - Histoire géologique du Golfe du Lion et cartographie du rift oligo-aquitanien et de la surface messinienne. - Géol. France, 3, HAQ, B.U., HARDENBOL, J. & VAIL, P.R. (1988). - Mesozoïc and Cenozoïc chronostratigraphy and cycles of sea-level change. in: C.K. WILGUS, H. POSAMENTIER, C.A. ROSS & C.G.S.C. KENDALL, eds. Sea-level changes - An integrated approach. - Soc. Ec. Paleont. & Mineral., Spec. Publ. 42, JOSNIN, J.-Y., ARTHAUD, F. & LAURENT, P. (2000). - Indices tectoniques et microtectoniques d'une compression nord-sud, datée d'environ ans dans le languedoc méditerranéen (Gard, France). - C. R. Acad. Sci. Paris, 331, JOSNIN, J.Y., ARTHAUD, F. & DROGUE, C. (1998). - Mouvements verticaux quaternaires dans le Languedoc méditerranéen oriental et leurs conséquences sur l'hydrogéologie karstique. - C. R. Acad. Sci. Paris, 326, LACASSIN, R., MEYER, B., BENEDETTI, L., ARMIJO, R. & TAPPONNIER, P. (1998). - Signature morphologique de l'activité de la faille des Cévennes (Languedoc, France). - C. R. Acad. Sci. Paris, 326, LEMOINE, M., BAS, T., ARNAUD-VANNEAU, A., ARNAUD, H., DUMONT, T., GIDON, M., BOURBON, M., DE GRACIANSKY, P.C., RUDKIEWICZ, J.-L., MÉGARD-GALLI, J. & TRICART, P. (1986). - The continental margin of the Mesozoic Tethys in the Western Alps. - Mar. & Petrol. Geol, 3, LUCAZEAU, F., VASSEUR, G. & BAYER, R. (1984). - Interpretation of heat flow data in the French Massif Central. - Tectonophysics, 103, LUCAZEAU, F. (1995). - La compétition entre surrection et érosion. - Pour la Science, M 1930, MACQUAR, J.C., ROUVIER, H. & THIBIEROZ, J. (1990). - Les minéralisations Zn, Pb, Fe, Ba, F, péri-cévenoles: Cadre structuro-sédimentaire et distribution spatio-temporelle. in: H. PÉLISSONNIER & J.F. SUREAU, eds. Mobilité et concentration des métaux de base dans les couvertures sédimentaires. manifestations, mécanismes, prospection. - BRGM, Orléans, Doc. n 183, MAERTEN, L. (1994). - Structure et stratigraphie séquentielle du bassin Oligo-Miocène de l'hérault (Marge passive du Golfe du Lion). - Diplôme d'etudes Approfondies, Univ. Montpellier 2, 52. MAERTEN, L. & SÉRANNE, M. (1995). - Extensional tectonics in the Oligo-Miocene Hérault Basin (S. France), Gulf of Lion margin. - Bull. Soc. Géol. France, 166, NAJOUI, K. (1996). - Conditions et âges de mise en place des granitoïdes de la zone externe sud du Massif Central Français: Etude pétro-structurale et géochronologique 40Ar/39Ar des roches, de leur auréoles de contact et de quelques roches magmatiques. Implications géotectoniques. - Doctorat, Université Montpellier 2, 219. NAJOUI, K., LEYRELOUP, A. & MONIÉ, P. (2000). - Conditions et âges 40Ar/39Ar de mise en place des granitoïdes de la zone externe du Massif Central français: exemple des granitoïdes de St-Guiral et du Liron (Cévennes, France). - Bull. Soc. Géol. France, 171, PHILIP, H., MATTAUER, M., BODEUR, Y., SÉGURET, M., PUECH, J.P. & MATTEI, J. (1978). - Carte Géologique de la France au 1/ Feuille de St Martin de Londres. - BRGM, Orléans. QUINIF, Y. (1992). - Datation uranium / thorium d'une séquence stalagmitique du Pleistocène supérieur en Languedoc (le couloir blanc, Grotte de Clamouse). - C. R. Acad. Sci. Paris, 314, RIHS, S., POIDEVIN, J.-L. & CONDOMINES, M. (1999). - Premiers ages U/Th sur la grotte des Demoiselles (Hérault): évolution karstique et relation paléoclimatique. - Quaternaire, 10, Cévennes 10/10/01 page : 12

13 SANCHIS, E. (1997). - Relation tectonique - sédimentation dans le bassin tertiaire d'alès. Mise en évidence d'un demi-graben Ludien et d'un synclinal sur rampe Oligocène. - DEA, Univ.- Montpellier 2, 36. SANCHIS, E. & SÉRANNE, M. (2000). - Structural style and tectonic evolution of a polyphase extensional basin of the Gulf of Lion passive margin: the Tertiary Alès Basin, southern France. - Tectonophysics, 322, SÉRANNE, M., BENEDICTO, A., TRUFFERT, C., PASCAL, G. & LABAUME, P. (1995). - Structural style and evolution of the Gulf of Lion Oligo-Miocene rifting : Role of the Pyrenean orogeny. - Mar. & Petrol. Geol, 12, SÉRANNE, M. (1999a). - Early Oligocene turnover on SW African continental margin: A signature of Tertiary Greenhouse to Icehouse transition? - Terra Nova, 11, SÉRANNE, M. (1999b). - The Gulf of Lion continental margin (NW Mediterranean) revisited by IBS: an overview. in: B. DURAND, L. JOLIVET, F. HORVÁTH & M. SÉRANNE, eds. The Mediterranean Basins : Tertiary extension within the Alpine Orogen. - The Geological Society, London, Special Publication 156, TURLAND, M., MARTEAU, P., JOUVAL, J. & MONCIARDINI, C. (1994). - Découverte d'un épisode marin oligocène inférieur dans la série paléogène lacustre à fluviatile du bassin du Puy-en-Velay (Haute- Loire). - Géol. France, 4, VAN DER BEEK, P., ANDRIESSEN, P. & CLOETINGH, S. (1995). - Morphotectonic evolution of rifted continental margins: Inferences from a coupled tectonic-surface processes model and fission track thermochronology. - Tectonics, 14, WYNS, R. & GUILLOCHEAU, F. (1999). - Géomorphologie grande longueur d'onde, altération, érosion et bassins épicontinentaux. in: P. LEDRU, eds. Colloque GéoFrance 3D - résultats et perspectives. - BRGM, 293, Cévennes 10/10/01 page : 13

14 Légende des figures Fig. 1: Topographie de la zone d étude, du SE du Massif Central, à la Méditerranée (MNT, pas de 75 m, ombré par un éclairage du S-SW). La ligne de partage des eaux entre Méditerranée et Atlantique est représentée en trait épais ; les failles principales et les villes sont indiquées On distingue a) le relief des Cévennes cristallines, à forte rugosité (au centre de la zone), b) les Causses tabulaires entaillés par de profonds canyons, à l ouest ; c) le grain d orientation NE-SW de la zone de faille des Cévennes limitant au SE les reliefs cristallins; d) les Garrigues, au SE de la faille des Cévennes dont la morphologie est caractérisée par une forte structuration (failles NE-SW, plis EW, bassins sédimentaires), e) la plaine littorale qui disparaît sous les sédiments récents du Golfe du Lion. Fig. 1 : Topography of the studied area, from the SE Massif Central to the Mediterranean (shaded DEM 75m). The bold line represent the water divide between Mediterranean and Atlantic, main cities and faults are indicated. The DEM displays the high rugosity relief of the crystalline Cevennes (in the centre), the tabular plateaus of the Causses incised by deep canyons, the Garrigues characterised by ridges and basins, and finally the Coastal Plain buried beneath the sediments of the Gulf of Lion. Fig. 2 : Carte géologique simplifiée de la même zone que Fig. 1. Fig. 2 : Simplified geological map of the sutudied area. Fig. 3 : Dénudation calculée par différence entre une surface enveloppe des sommets et la topographie (même zone que Fig. 1). Ceci donne une image approximative des zones à forte dénudation finie. La distribution des zones d érosion actuelle peut être sensiblement différente. (Même légende que pour la Fig. 1). Fig. 3 : Computed denudation for the studied zone (difference of the surface extrapolated between summits and the topography). Such a map gives an approximate image of the areas with important finite erosion, while the areas currently undergoing erosion may be different. (same key as Fig. 1). Fig. 4 : Résultats de l analyse des traces de fission sur apatite, sur les Cévennes méridionales. Les échantillons sont localisés sur la figure 2, les échantillons - type sont cerclés de blanc : sommet correspond au sommet de l Aigoual et l échantillon Vallée correspond à val sur la Fig. 2. Les modélisations thermo-tectoniques (diagramme du haut) indiquent un refroidissement rapide important vers ma au niveau des sommets actuels, et se développant jusqu au Tertiaire au niveau des vallées de la bordure Cévenole. On interprète ceci (blocs du bas) comme une dénudation de l ensemble (au NW de la faille des Cévennes : ) pendant le Crétacé, suivie d une érosion régressive plus tardive de la bordure cévenole. Fig. 4 : Results of the Apatite Fission Track analyses in the southern Cévennes. Samples are located in Fig.1 ; casestudy samples are in a white cercle : sommet corresponds to the sample from the summit of Aigoual and vallée corresponds to val on fig. 2. Thermotectonic modelled paths (upper diagram) shows a fast cooling for the present summits, at Ma, while cooling lasts through Tertiary for the present valleys. This is interpreteed (loweer 3D diagrams) as a denudation of the whole area, NW of the Cevennes Fault () during Cretaceous, followed by later regressive erosion of the Cevennes margin Fig. 5 : Evolution synthétique de l élévation de surfaces de dépôt au cours du temps pour les Cévennes, Causses, Garrigues et plaine littorale. L environnement de dépôt des sédiments (marin, côtier, continental ) et les contraintes paléo-hydrographiques, associés au niveau eustatique lissé (trait fin, d après Haq, 1988) donne une indication approximative des paléo-altitudes moyennes des différentes zones géographiques. Les courbes sont interrompues pendant les périodes pour lesquelles nous ne disposons pas d informations suffisantes. Les principales phases tectoniques sont représentées en grisé. Fig. 5 : Synthetic evolution of surface elevation through time for the 4 main areas: Cevennes, Causses, Garrigues and Coastal Plain. Sedimentation environment and paleo-hydrography, in association with the smoothed eustatic curve (fine line, from Haq, 1988) provides approximate evolution of the mean paleo-altitude for each area. Where unconstrained, the curve is interrupted. Main tectonic phases are represented by grey bands. Fig. 6 : Surface de transgression du Burdigalien utilisée comme marqueur de la déformation depuis le Miocène supérieur. La surface est décalée de plusieurs centaines de mètres, notamment par l activité des failles des Cévennes Cévennes 10/10/01 page : 14

15 et de Nîmes. L élévation de ce marqueur à l est de la zone correspond à l inversion Alpine et n est pas l objet de cette étude. Fig. 6 : The Burdigalian transgressive surface used as passive marker of mid and upper Miocene deformation.the surface is offset by several hundred metres, especially across the Nimes and Cevennes faults. Est of the Rhone Valley, the uplift of the surface results from Alpine inversionand is out of the topic of this paper. Fig. 7 : Carte géologique de la zone de transition Cévennes cristallines - Causses et la zone de faille des Cévennes. La position des localités citées dans le texte est indiquée. Fig. 7 : Geological map of the transition zone between the crystalline Cevennes and the calacareous Causses, across the Cévennes Fault. Name and position of the localities used in the text are given on this map. Fig. 8 : Chronologie relative de l incision des réseaux hydrographiques de surface à la transition Cévennes Causses. Fig. 8 : Relative chronology of river network incision in the transition zone between the Cevennes and the Causses. Fig. 9 : Profil en long de l Hérault entre les Cévennes cristallines et la faille des Cévennes, avec projection des terrasses fluviales Quaternaires. La composition en clastes des nappes alluviales est représentée pour différentes stations de mesures (position sur la figure 7). Fig. 9 : Profile of the Herault River between the crystalline Cevennes and the Cevennes Fault and Quaternary fluvial terraces. Clast composition is givenfor stations localised on Fig. 7. Fig.10 : Evolution schématique d un réseau karstique lors de l abaissement du niveau de base, notamment par incision de canyon. Les datations sur les sédiments piégés pendant la phase d écoulement libre, ou sur les concrétions formées lorsque le conduit est asséché permettent d obtenir un age minimum de l incision. Fig.10 : Cartoon of the evolution of karstic network during base level lowering by canyon incision. Dating the calcite concretions precipitated while the conduit was dried provides a minimum age for the incision. Fig. 11 : Coupe montrant l incision de l Hérault et le méandre abandonné. Les concrétions dans le karst de l Avencas (localisation Fig.7) s étant formées après l incision du méandre, leur datation donne un age minimum pour la formation du méandre. Fig. 11 : Section showing the incision of the Herault River and the abandoned meander. Concretions in the Avencas karst (see location in Fig. 7) were formed after incision of the meander, therefore dating such concretions provides a minimum age for the formation of the meander. Fig. 12 : Schémas conceptuels évolutifs de la surrection, du soulèvement de surface et de la dénudation de la bordure cévenole, depuis le sud du Massif Central (Grands Causses - Aigoual) jusqu à la Méditerranée. Une coupe N-S permet de représenter aussi bien l évolution des structures Crétacé et de la compression Pyrénéenne (orientées EW), que l extension Oligocène et Néogène. Elle se situe en outre le long de la zone la mieux documentée. Les sédiments marins sont représentés en grisé sombre, les dépôts continentaux résiduels en pointillés, les failles actives en noir et les failles inactives en gris. L activité volcanique est schématisée par un volcan et son alimentation. Pour chaque période considérée, le 0 représente le niveau marin moyen et les valeurs de variations eustatiques sont indicatives. schématise la faille des Cévennes, les deux étoiles représentent des marqueurs passifs à l intérieur de la croûte, l un sous les Grands Causses ou les Cévennes cristallines, l autre sous la Plaine Littorale. Fig. 12 : Conceptual, evolutive cartoons showing the evolution of surface uplift and denudation of the southern border of the Cevennes, from the southern Massif Central to the Mediterranean. Marine sediments are dark gray, continental deposits are dots, active and inactive faults are black and gray lines respectively. For each period, 0 represents the current mean sea-level while values of eustatic sea-level change are only indicative. is for Cevennes Fault, stars represent passive markers beneath the Causses-Cevennes and the Coastal Plain, respectively. Cévennes 10/10/01 page : 15

16 5 E 4 E 1980 Privas Aubenas 1960 Montélimar Mende 1940 Genolhac 1920 Alès N Avignon 44 N 1880 Nimes Arles 1860 Montpellier E Fig. 2

17 45 Mezenc V E LA Y Valence 45 Aubrac Lot Mende Allier Mt Loz re Loire Chassezac Aubenas A R D E C H E Coirons Montélimar 44 Millau Orb Béziers Tarn G R A N D S C A U S S E S Azini res Eglazines Escandorgue Dourbie Jonte Aigoual Arre Hérault Gardons * * * * * * * * * ** * Fig.7 C E V E N N E S PLAINE LITTORALE D val F. Cévennes Montpellier Alès G A R R I G U E S Vidourle Cèze Nimes Faille de N mes Ardèche C A M A R G U E Rhône Avignon 0km * Pliocène de la ria de l'hérault-orb Oligocène-Néogène (rifting NW-Méditerranée) Tertiaire (Pyrénéen) Crétacé supérieur Crétacé inférieur Trias-Jurassique Discord. Isthme Durancien (bauxites) Socle Paléozoïque, échantillon AFT Volcanisme Plio-Quaternaire Volcanisme Miocène supérieur Granite intrusif tardi-hercynien Fig. 2

18 4 E 5 E 1980 Privas 1960 Mende Aubenas Montélimar 1940 Genolhac Alès 44 N Avignon 44 N 1880 Nimes 1860 Arles Montpellier E Fig. 3

19 Languedoc ???? Age géologique Crétacé terminal & Tertiaire Crétacé inférieur Actuel Cévennes Massif Central Massif Central T( C) Sommets Vallées Fig.4 AFT Aigoual N&B/Cévennes/MSéranne - 01/01 60C 110 C dénudation sans échelle Erosion régressive 60 C 110 C Massif Central 60 C 110 C

20 ElŽvation CaussesN&B/CŽvennes/M.SŽranne-01/01 Fig L. CRETACEOUS UPPER CRETACEOUS TERTIARY QUAT. MIOCENE PLIOCENE PLEISTOCENE OLIGOCENE EOCENE PALEOCENE MAAS- TRICHTIAN CAMPANIAN SANTONIAN CONIACIAN TURONIAN CENOMANIAN ALBIAN APTIAN BARREMIAN NEOCOMIAN Cévennes Garrigues Garrigues Plaine Littorale Plaine Littorale Orogenèse Pyrénées rifting Golfe du Lion pic du volcanisme inversion? Isthme Durancien eustatisme?????? Causses Causses Cévennes Elévation de la surface