Géologie des Corbières — Une synthèse par zones caractéristiques

Résumé

Les Corbières, massif compris entre le cours de l’Aude à l’ouest, la Méditerranée à l’est, l’axe Narbonne–Carcassonne au nord et la vallée de l’Agly au sud, constituent l’une des régions les plus complexes du domaine pyrénéen. Elles occupent la charnière, la virgation des Corbières, où la chaîne infléchit sa direction de E-W à NE-SW, par rotation antihoraire des structures, en approchant du Golfe du Lion. Cet article propose une compréhension du territoire découpé, pour analyse, en sept zones caractéristiques : le socle paléozoïque du massif de Mouthoumet, l’avant-pays septentrional (Haut de Carcassonne, Montagne d’Alaric), les Corbières centrales de Boutenac-Fontfroide, la Nappe des Corbières orientales, les Hautes-Corbières méridionales et le front nord pyrénéen (Fenouillèdes, Bugarach, massif de l’Agly), le massif littoral de la Clape, la plaine narbonnaise et le littoral lagunaire de Leucate. À travers ces zones se déroule une histoire de près de 480 millions d’années, depuis les schistes et grès de l’Ordovicien moyen, l’orogenèse varisque, la semelle salifère du Trias, les plateformes carbonatées jurassico-crétacées, le rifting albien et le métamorphisme de haute température, l’inversion pyrénéenne, puis l’ouverture cénozoïque du Golfe du Lion. On présente les travaux récents de l’interprétation (Parizot et al. 2023) qui proposent de voir dans la tectonique salifère et le glissement gravitaire les clés organisationelles de structures longtemps attribuées à la seule compression.

Introduction

Sur la surface restreinte des Corbières on peut observer une densité géologique remarquable. L’article retient le cadre strictement géographique : le quadrilatère limité à l’ouest par le cours de l’Aude, à l’est par la Méditerranée, au nord par l’axe Narbonne–Carcassonne et au sud par la vallée de l’Agly. Ce périmètre recoupe des unités structurales qui obéissent à une logique tectonique et non administrative. Ce décalage entre le découpage géographique et le découpage structural rend la lecture du massif à la fois difficile et particulièrement intéressante.

Par sa géologie régionale, les Corbières occupent une position charnière. Elles marquent l’extrémité nord orientale des Pyrénées. C’est là que la chaîne, orientée E-W dans sa partie centrale, infléchit progressivement sa direction vers le NE-SW. C’est une rotation antihoraire des structures qui la fait plonger sous les sédiments récents du Golfe du Lion, la virgation des Corbières, un orocline articulant le système orogénique pyrénéen et le domaine provençal par l’intermédiaire de l’arc de Saint-Chinian.¹²

Le rôle de cet article est double. D’une part, décrire zone par zone la nature, l’âge et l’agencement des terrains, du socle paléozoïque aux dépôts quaternaires. D’autre part, montrer comment, l’héritage de la semelle salifère triasique et le jeu répété des grandes failles héritées du socle varisque relient des paysages en apparence disjoints. Le plan présente un analyse du plus ancien et du plus interne (le socle de Mouthoumet) au plus récent et au plus externe (les lagunes littorales), précédé un bref rappel du cadre géodynamique et de la colonne stratigraphique de référence.

Figure 1. Coupe schématique interprétative des Corbières (SO–NE, non à l’échelle) : l’enchaînement des sept zones, du socle paléozoïque de Mouthoumet aux lagunes littorales de Leucate, sur la semelle salifère du Trias.

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1. Cadre géodynamique général

Comprendre les Corbières nécessite de dérouler quatre grands cycles qui, superposés, expliquent la complexité observée : l’héritage varisque, le rifting mésozoïque (halocinèse), l’inversion pyrénéenne et l’ouverture du Golfe du Lion.

1.1 L’héritage varisque et les grandes failles NE-SW

Le substratum des Corbières est un socle paléozoïque structuré par l’orogenèse varisque (hercynienne) au Carbonifère (entre Namurien et le Westphalien). Cette phase plisse et métamorphise des séries allant de l’Ordovicien au Carbonifère et met en place des empilements d’unités allochtones. Mais surtout, cette phase imprime un réseau de fractures qui sera indéfiniment réutilisé. Parmi ces accidents hérités, plusieurs relèvent du système de failles cévenoles (Cévenole Fault System, CFS); elles sont de direction NE-SW. Réactivées en failles normales au Mésozoïque et inversés au Cénozoïque, ces accidents expliquent la geométrie oblique de la région. Le CFS coïncide avec la limite occidentale de la zone de transfert Corbières-Languedoc.³

1.2 Le rifting mésozoïque et l’ouverture des bassins albiens

Au Jurassique inférieur, la dislocation de la Pangée et l’ouverture NW-SE de la Téthys alpine réactivent les failles héritées en distension. C’est sur cette marge que s’installent d’épaisses plateformes carbonatées. L’épisode décisif est crétacé. La rotation antihoraire de la plaque ibérique ouvre, à l’Albien, des bassins étroits et profonds le long de la future zone nord-pyrénéenne.L’amincissement crustal provoque un flux de chaleur élevé et un métamorphisme de haute température et de basse pression (HT/BP). Le pic métamorphique, daté du Crétacé médian (~100–95 Ma, Albien terminal–Cénomanien basal), affecte les séries mésozoïques au contact de la faille nord-pyrénéenne : calcaires transformés en marbres, marnes en cornéennes noires. Le refroidissement, enregistré vers ~90 Ma, scelle la phase d’hyper-amincissement. En Parallèle, de vastes bassins en distension (pull-apart) se remplissent de « flysch noir » (Albien moyen à Cénomanien) au-dessus de marnes noires aptiennes-albiennes.⁴

la mobilisation du sel triasique

C’est le fait majeur qui accompagne ce rifting . Sous la charge sédimentaire et sous l’effet de l’extension, les évaporites du Trias supérieur (Keuper) fluent, montent en murs de sel et en diapirs, engendrent au toit de ces structures des séquences halocinétiques, créant des discordances progressives, biseaux et variations brutales d’épaisseur. L’analyse « salifère » est un renouvellement interprétatif de la région : des discordances autrefois attribuées à des phases compressives mésozoïques (anté-aptienne, anté-cénomanienne) sont aujourd’hui réinterprétées comme l’expression de l’halocinèse triasique.⁵

1.3 L’inversion pyrénéenne et l’édification de la chaîne

À partir d’environ 84 Ma (Santonien; débattu 84/80Ma), la convergence Ibérie-Europe inverse les bassins mésozoïques. Une première phase, scellée par le « Garumnien » (Maastrichtien-Paléocène, faciès continentaux à lacustres), s’exprime nettement dans les Pyrénées orientales. La phase pyrénéenne majeure se place à l’Éocène moyen à supérieur : les grandes structures, dont le chevauchement frontal nord-pyrénéen (CFNP), deviennent actives et édifient l’orogène et ses bassins d’avant-pays. Ils sont remplis, entre autre, par la Molasse de Carcassonne (Priabonien). La phase compressive majeure s’achève vers la limite Éocène-Oligocène (environ 34 Ma) sur le versant nord, sans que toute compression cesse; des réactivations plus tardives, oligo-miocènes, y sont documentées (cf. § 1.4).⁶

1.4 L’ouverture du Golfe du Lion et les réactivations récentes

Dès l’Oligocène, un régime radicalement différent s’installe : l’ouverture du Golfe du Lion. Elle se déroule en deux temps. Le rifting oligo-aquitanien (~30–23 Ma) découpe d’abord la marge en une série d’hémi-grabens comblés de sédiments syn-rift. Puis la séparation crustale entre l’Europe continentale et le bloc Corse-Sarde intervient au Burdigalien (~20 Ma), marquant le passage à la dérive et à l’amincissement océanique. C’est cette distension, prolongeant le rifting, qui masque aujourd’hui une grande partie de l’empilement stratigraphique sous la plaine narbonnaise et le littoral. Des travaux récents montrent une phase de déformation miocène réactivant de grandes structures , faille nord de Mouthoumet, anticlinal d’Alaric, front nord-pyrénéen. La région n’a jamais été totalement stabilisée.⁸

2. La colonne stratigraphique de référence

Avant d’aborder les différentes zones, il faut fixer la succession type, dont chaque zone n’expose qu’une partie. Un trait domine toute la région : l’approfondissement du bassin vers l’est, si bien qu’une même tranche de temps est représentée par quelques dizaines de mètres à l’ouest et par plusieurs milliers de mètres à l’est.

Le socle paléozoïque

Schistes rubanés gris et grès de l’Ordovicien, calcaires et dolomies du Dévonien, puis une puissante série détritique de flysch carbonifère. L’ensemble, plissé et faillé au Varisque, forme le soubassement sur lequel repose (en discordance) la couverture mésozoïque.

Le Trias : la semelle salifère

Argiles bariolées, grès, dolomies et surtout évaporites (gypse, sel) du Trias supérieur (Keuper, faciès germanique). Rhéologiquement incompétent, ce niveau constitue le grand décollement régional : c’est sur lui que glisse la couverture, c’est lui qui alimente diapirs et murs de sel. Les affleurements de gypse rouge et blanc de la région de Durban en sont l’expression la plus spectaculaire.⁹

Le Jurassique

Dolomies marines à la base, puis alternances de calcaires, marnes et dolomies jusqu’au Jurassique supérieur. C’est l’ossature de la Nappe des Corbières orientales, dont l’empilement va du Trias à l’Aptien.

Le Crétacé inférieur

Épaisse série de calcaires marins, localement à faciès urgonien (calcaires récifaux à rudistes, Barrémien-Bédoulien), pouvant atteindre plus de 1 300 m (épaisseur mesurée par le forage de la Clape). Ce sont les calcaires clairs des reliefs de la Clape et de nombreux chaînons.¹⁰

Le Crétacé supérieur

Marnes noires aptiennes-albiennes puis flysch noir (Albien moyen-Cénomanien) dans les bassins nord-pyrénéens ; formations détritiques, parfois récifales, au Crétacé supérieur, avec un net approfondissement vers l’est (plus de 2 000 m à Fontfroide, 200 m seulement à l’ouest de Boutenac, dépôts absents sur l’Alaric).¹¹

Du « Garumnien » au Cénozoïque continental

Le « Garumnien » (Maastrichtien-Paléocène), faciès rouges continentaux à lacustres, scelle la première phase pyrénéenne. Au-dessus viennent les marnes bleues et calcaires à alvéolines de l’« Ilerdien » (Yprésien), qui marquent un approfondissement, puis la molasse continentale d’avant-pays. Celle-ci s’étage globalement du Lutétien au Priabonien selon les secteurs, la Molasse de Carcassonne au sens strict étant de l’éocène supérieur (Bartonien-Priabonien) ; elle achève le comblement du bassin de l’avant-pays nord-pyrénéen.¹²

Oligo-Miocène et Plio-Quaternaire

Discordance majeure à la base des sédiments syn-rift miocènes remplissent les hémi-grabens du Golfe du Lion ; molasses miocènes ; calcaires lacustres pliocènes (promontoire de Leucate) ; enfin sables, alluvions, cordons littoraux et dépôts lagunaires du Quaternaire dans la plaine narbonnaise.

3. Zone 1 Le socle paléozoïque : le massif de Mouthoumet

Au cœur des Corbières affleure une structure du socle ancien : le massif de Mouthoumet. Sa position est à mi-distance de la zone axiale des Pyrénées au sud et de la Montagne Noire au nord, comme un bloc soulevé au milieu de la couverture.¹³

Les terrains y sont essentiellement paléozoïques. Quelques minces placages mésozoïques subsistent sur ses bordures : schistes rubanés gris et grès de l’Ordovicien, calcaires et dolomies dévoniens, et un puissant flysch détritique carbonifère. Structuré par l’orogenèse varisque au Namuro-Westphalien, le massif se présente comme un empilement de plusieurs unités allochtones reposant sur un autochtone présumé situé à l’ouest. C’est un fragment de chaîne hercynienne exhumé au milieu des Corbières mésozoïques.¹⁴ Sur ses bordures, la couverture secondaire vient en discordance ; au nord, la faille nord de Mouthoumet (réactivée jusqu’au Miocène) met le socle en contact avec les terrains plus jeunes et joue un rôle clé dans l’architecture régionale.¹⁵

Le massif de Mouthoumet fonctionne aussi comme un « haut » structural : c’est à sa bordure nord-orientale, dans les étroites bandes mésozoïques de la Serre de Ginoufre et de la Pinède de Durban, que se concentrent les débats historiques sur la géométrie du soubassement de la nappe (voir 6).¹⁶

4. Zone 2 — L’avant-pays septentrional : Haut de Carcassonne, Montagne d’Alaric, Val de Dagne

Le long de la limite nord du territoire, l’axe Narbonne–Carcassonne, s’ouvre l’avant-pays oriental des Pyrénées. Deux domaines paléogéographiques se distinguent.

4.1 Le Haut de Carcassonne

Le Haut de Carcassonne se caractérise par l’absence quasi totale de couverture mésozoïque. Seuls de minces niveaux maastrichtiens (formation de Rognac = Rognacien) reposent en discordance et directement sur le socle paléozoïque varisque. Au-dessus se développe le « Garumnien » continental couvrant le Paléocène, et l’épaisse série des marnes bleues à alvéolines de l’Ilerdien (Yprésien). la Molasse de Carcassonne (éocène supérieur) achève le remplissage du bassin d’avant-pays.¹⁷

4.2 La Montagne d’Alaric et le Val de Dagne

L’Alaric

La Montagne d’Alaric est le relief le plus marquant du nord des Corbières. Structuralement, c’est un anticlinal d’axe E-W, découpé transversalement par deux failles N-S, développé au front de la nappe des Corbières : un pli d’avant-pays. La molasse continentale d’avant-pays (Lutétien à Priabonien selon les secteurs), (dont la Molasse de Carcassonne au sens strict) est éocène supérieur et forme une surface continentale superficiellement tectonisée lors du charriage de la nappe pendant l’orogenèse pyrénéenne.¹⁸ Un fait significatif de l’approfondissement vers l’est, sur l’Alaric, le Maastrichtien repose directement en discordance sur le Paléozoïque, sans Crétacé supérieur intercalé.

Le val de Dagne

Vers le sud-ouest, le Val de Dagne et le bassin du Lauquet prolongent cet avant-pays plissé, associant calcaires paléocènes-éocènes et molasses, dans un jeu de plis et d’écailles qui préfigure les structures plus internes des Corbières centrales.

5. Zone 3 — Les Corbières centrales : la zone de Boutenac-Fontfroide

Elle est située à l’avant-pays et le front chevauchant s’étend la zone de Boutenac-Fontfroide, dans les collines de Boutenac, la Pinède de Durban et le massif de Fontfroide. Sa succession cénozoïque (Garumnien-Ilerdien-Molasse de Carcassonne) présente les mêmes faciès et épaisseurs que sur le Haut de Carcassonne. Mais elle repose en discordance sur une couverture mésozoïque incomplète, décollée du socle paléozoïque le long du niveau évaporitique du Trias supérieur.

Le Jurassique débute par des dolomies, suivies de calcaires marins plus ou moins gréseux à intercalage marneux. Le Crétacé inférieur correspond à une épaisse série de calcaires marins de plusieurs centaines de mètres. Au Crétacé supérieur, des formations clastiques, parfois récifales, enregistrent l’approfondissement vers l’est : de plus de 2 000 m à Fontfroide, la série se réduit à environ 200 m à l’ouest de Boutenac et disparaît sur la Montagne d’Alaric.

C’est aussi dans cette zone que s’observent les discordances anté-aptienne et anté-cénomanienne, longtemps interprétées comme la trace d’événements compressifs mésozoïques. La relecture actuelle les rattache plutôt à la tectonique salifère : elles correspondraient aux séquences halocinétiques développées au toit des murs de sel triasiques pendant le rifting, et non à des plissements précoces.¹¹⁵

6. Zone 4 — La Nappe des Corbières orientales (NCO)

La Nappe des Corbières orientales (NCO) a été identifiée dès le début du XX^e siècle. Elle représente la partie frontale allochtone de la zone de transfert Corbières-Languedoc et prolonge vers le NE la zone nord-pyrénéenne ; le contact basal de la nappe prolonge lui-même le chevauchement frontal nord-pyrénéen.³

La nappe est un empilement de Trias à Aptien reposant, par l’intermédiaire d’une semelle de Trias salifère, à plat sur le substratum cénozoïque déformé, jusqu’à la Molasse de Carcassonne priabonienne. Son déplacement horizontal est estimé à environ 15 km vers le NW, et sa surface basale est remarquablement plane à l’échelle de la région. Le contact anormal, qui superpose des terrains anciens sur des terrains plus jeunes, se suit aisément sur le terrain, d’où sa reconnaissance précoce.

Intégration de la tectonique salifère

Un trait caractéristique est la présence, prise entre la nappe et son mur, de blocs barrémo-aptiens débités en écailles tectoniques. L’interprétation classique de leur origine est que la nappe « épiglyptique d’Ellenberger » supposait une mise en place sur une surface d’érosion post-bartonienne, les plis d’entraînement du mur résultant du raclage de la nappe sur cette surface.²

Cette hypothèse se heurte à deux faits : d’une part, les produits de l’érosion post-bartonienne supposée manquent et aucune discordance n’est visible sur le terrain ; d’autre part, les blocs épars le long du contact basal proviennent, par leurs faciès, du mur de la nappe et non de la nappe elle-même. Les travaux récents de Parizot et al. (2023) proposent un modèle intégrant la tectonique salifère : la NCO se serait individualisée le long d’un mur de sel coïncidant avec la prolongation du système cévenol, et sa mise en place cénozoïque, hors séquence, aurait été amplifiée par une composante de glissement gravitaire liée au soulèvement précédant l’ouverture du Golfe du Lion, ce qui rendrait compte de l’ampleur inhabituelle de la translation.¹

Durban

La région de Durban est un laboratoire naturel avec de bons affleurements d’argiles et d’évaporites gypseuses du Trias supérieur. C’est là (secteur de la Combe de Berre, en demi-fenêtre entre les lobes de Fontjoncouse et de Taura) que se trouve l’un des secteurs où les structures diapiriques sont le mieux exposées et où les deux flancs restent accessibles.⁵

7. Zone 5 — Les Hautes-Corbières méridionales et le front nord-pyrénéen

La bordure sud du territoire, vers l’Agly, entre dans la zone nord-pyrénéenne au sens strict. On passe des chaînons calcaires des Corbières méridionales (secteur de Cucugnan, du Pech de Bugarach, de Padern) au sillon métamorphique du Fenouillèdes.

7.1 Le front nord-pyrénéen et le Pech de Bugarach

Le chevauchement frontal nord-pyrénéen se matérialise ici par une série de contacts en relais (chevauchements des Corbières et du Bugarach) par lesquels la zone nord-pyrénéenne chevauche la zone sous-pyrénéenne et son socle, le massif de Mouthoumet. Coincé entre les deux, le « haut » de la zone sous-pyrénéenne est parfois débité en « écailles intermédiaires ». Le Pech de Bugarach (1 230 m, point culminant des Corbières) matérialise cet empilement chevauchant à l’aplomb du massif de Mouthoumet. Il doit son relief remarquable à un pli couché : les couches supérieures, plus anciennes, chevauchent les couches inférieures, d’où son surnom de « montagne inversée ». Le rejet du chevauchement y reste modéré (de l’ordre de 3 km), bien inférieur aux ~15 km de la NCO.

7.2 Le synclinal de Saint-Paul-de-Fenouillet et le métamorphisme albien

Au sud du front, la dépression albienne de Saint-Paul-de-Fenouillet et le synclinal voisin de Boucheville exposent des séries mésozoïques métamorphisées. Le métamorphisme HT/BP, propre à la zone nord-pyrénéenne, atteint son pic au Crétacé médian (~100–95 Ma, Albien terminal–Cénomanien basal) et affecte l’ensemble de la pile mésozoïque au contact de la faille nord-pyrénéenne : calcaires jurassiques transformés en marbres et marnes en « cornéennes noires ». Le refroidissement est enregistré vers ~90 Ma.. Le cœur des synclinaux de Saint-Paul-de-Fenouillet et de Boucheville est, plus précisément, occupé par des marno-schistes albo-aptiens métamorphisés.¹²

Ce domaine est fracturé par de grands accidents (failles des Fanges, de Galamus, de Quéribus, faille d’Axat) et borné, au contact du socle, par la faille nord-pyrénéenne. Cet accident majeur de la zone nord-pyrénéenne longtemps considéré comme la limite entre domaines européen et ibérique, est aujourd’hui réinterprété dans le cadre de l’hyper-amincissement crustal albien.¹⁵

7.3 Le massif hercynien de l’Agly

À l’angle sud-est, la limite avec l’Agly correspond aux formations du massif hercynien de l’Agly : granites de Saint-Arnac et d’Ansignan, orthogneiss et micaschistes. Ce massif de socle, ré-exhumé au sein de la zone nord-pyrénéenne, ferme au sud le domaine des Corbières et fait le lien avec la zone axiale des Pyrénées.¹⁷

8. Zone 6 — Le massif littoral de la Clape

Isolé entre Narbonne et la mer, le massif de la Clape (environ 15 000 ha, entre Armissan, Vinassan, Fleury, Gruissan et la Méditerranée) forme un petit massif calcaire aux formes ruiniformes, falaises et grottes. Il est presque entièrement constitué dans les calcaires du Crétacé inférieur, notamment un faciès urgonien.¹⁰

Structuralement, ce massif d’allure subtabulaire est un anticlinorium affecté de plusieurs ondulations, et surtout un horst fortement faillé. C’est un système de failles normales orientées NE-SW, à jeu principal vers l’est, dont les éléments les plus caractéristiques sont les corniches abruptes de calcaires moyens surplombant les marnes. La richesse en fossiles des marnes bédouliennes et des calcaires barrémiens (faciès urgonien) indique un passé de plateforme et d’île.

La Clape a une valeur de référence stratigraphique : le forage profond « La Clape » du BRGM a traversé environ 1 300 m de calcaires du Crétacé inférieur, permettant de reconstituer l’empilement de la zone de transfert Corbières-Languedoc, là où il est masqué par les dépôts récents. Le massif matérialise, au bord de la mer, le pôle oriental et le plus profond du bassin crétacé.⁷

9. Zone 7 — La plaine narbonnaise et le littoral lagunaire

À l’est et au sud-est, le relief fait place aux basses terres : la plaine narbonnaise et le cordon littoral audois, dominés par des processus récents.

9.1 Les hémi-grabens oligocènes et la molasse miocène

La plaine correspond, en profondeur, à un ensemble d’hémi-grabens syn-rift liés à l’ouverture du Golfe du Lion : rifting oligo-aquitanien (~30–23 Ma), comblé de sédiments syn-rift, puis séparation crustale corso-sarde au Burdigalien (~20 Ma), surmontée par la molasse marine miocène (post-rift). Une discordance majeure sépare ce remplissage syn-rift des séries mésozoïques sous-jacentes. Ce dispositif extensif, en enfouissant les séries mésozoïques sous le remplissage tertiaire, explique la relative rareté des affleurements anciens en plaine.⁴

9.2 Leucate, les étangs et le Plio-Quaternaire

Le promontoire de Leucate, à l’extrémité orientale des Corbières, correspond à des calcaires lacustres du Pliocène. La plaine côtière est occupée par des sables provenant de l’invasion marine miocène, recouverts de dépôts fluviatiles, lagunaires ou marins du Quaternaire. Un cordon sableux s’est édifié, isolant de la mer les eaux saumâtres des étangs de Bages-Sigean, de La Palme et de Salses-Leucate (orienté N-S). Il s’étend sur plus de 14 km et représente une superficie de près de 5 400 ha.⁶

Plateau de Leucate

Plateau calcaire de la terminaison orientale des Corbières profondément entaillés par les ruisseaux côtiers, il contraste face à l’étroite plaine littorale envahie par les lagunes. Géographiquement et géologiquement la coupe d’ouest en est passe du socle varisque interne aux dépôts meubles actuels du bord de mer.

10. Lecture transversale : karst, sols et terroirs

Au delà du découpage structural on a deux lectures transversales, l’hydrogéologie karstique et la mosaïque des terroirs.

10.1 Le karst des Corbières

Les plateformes carbonatées jurassiques et crétacées constituent d’importants aquifères karstiques. Fracturation héritée, décollements salifères et alternances calcaires/marnes déterminent des réseaux souterrains actifs. Ils s’étendent des chaînons méridionaux jusqu’aux plateaux calcaires du littoral et aux massifs du Fenouillèdes (Fanges, Roc Paradet). Le karst est la signature hydrogéologique directe de l’histoire sédimentaire et tectonique décrite.¹¹

10.2 Une mosaïque de terroirs viticoles

La diversité géologique se traduit dans le vignoble des Corbières avec une diversité des sols : schistes primaires des Hautes-Corbières, calcaires coralliens en bordure de Méditerranée, grès rouges de Boutenac, marnes (secteurs de Quéribus, de Serviès), terrasses caillouteuses quaternaires de Lézignan. L’enclave de Corbières-Boutenac est un exemple de cette dépendance au substrat : ses sols, développés sur molasses miocènes et affleurements de calcaires dolomitiques et de grès, pauvres et bien drainés, riches en galets roulés et éléments siliceux, sont indissociables de l’histoire géologique régionale.¹⁶

Conclusion

D’ouest en est et du sud au nord, les Corbières proposent une coupe presque complète de l’histoire de la marge nord-pyrénéenne : un socle varisque exhumé à Mouthoumet, une couverture mésozoïque décollée sur sa semelle de sel triasique, des plateformes carbonatées jurassico-crétacées, un rifting albien accompagné de flysch noir et d’un métamorphisme de haute température le long du front nord-pyrénéen, une inversion pyrénéenne qui charrie la Nappe des Corbières orientales sur une quinzaine de kilomètres et l’effondrement cénozoïque de la marge du Golfe du Lion et ses lagunes.

L’actualisation des données repose sur renouvellement interprétatif apporté par la tectonique salifère. Des géométries longtemps attribuées à la seule compression (discordances anté-aptienne et anté-cénomanienne, mise en place « épiglyptique » de la nappe) se comprennent mieux dans les modèles récents, comme l’expression de l’halocinèse triasique et d’un glissement gravitaire tardif. La virgation des Corbières apparaît comme la résultante d’un héritage structural (failles héritées du Varisque) plusieurs fois réactivé.¹¹⁸

Il reste des questions ouvertes, qui font des Corbières un terrain de recherche actif : la part exacte du glissement gravitaire dans la translation de la nappe, l’ampleur de la déformation miocène.

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Notes et sources

1. O. Parizot, Y. Missenard, D. Frizon de Lamotte et al., « A new look at old debates about the Corbières (NE-Pyrenees) geology: salt tectonics and gravity gliding », BSGF – Earth Sciences Bulletin, 194, 2023, DOI 10.1051/bsgf/2023003.
2. F. Ellenberger, travaux sur les Corbières orientales et concept de nappe « épiglyptique », 1967 (cité par Parizot et al., 2023).
3. É. Barrabé, Recherches sur la géologie de la région des Corbières orientales, thèse, 1922.
4. M. Bilotte, J.-C. Capera et al., « Géologie du département de l’Aude », Rev. géogr. Pyrénées et Sud-Ouest, t. 61, 1990.
5. BRGM, notice carte géologique 1/50 000, feuille Tuchan (1078).
6. BRGM, notice carte géologique 1/50 000, feuille Leucate (1079).
7. BRGM, notice carte géologique 1/50 000, feuille Narbonne (1061).
8. BRGM, notice carte géologique 1/50 000, feuille Capendu (1060).
9. BRGM, notice carte géologique 1/50 000, feuille Limoux (1059).
10. Ph. Fauré, « Le massif de la Clape (Aude) – observations géologiques », ASNAT, 2022.
11. BRGM, Introduction à la géologie du karst des Corbières, rapport RP-51595-FR.
12. « Géologie du Fenouillèdes », fenouilledes.fr ; voir aussi Parizot et al. (2023) et Ford & Vergés (2020).
13. « Le jeu fini-Crétacé du front nord-pyrénéen aux environs de Cucugnan », Comptes Rendus Geoscience, 2004, DOI 10.1016/j.crte.2004.07.001.
14. M. Séranne et al., « Structural style and evolution of the Gulf of Lion Oligo-Miocene rifting », Marine and Petroleum Geology, 1995.
15. M. Ford & J. Vergés (2020) ; A. Crémades et al. (2021) : tectonique salifère triasique et séquences halocinétiques dans la zone Corbières-Languedoc.
16. Ph. Fauré, « A.O.C. Corbières – terroir de Lagrasse, aperçu géologique » (anhel.fr) ; Syndicat des vins AOC Corbières.
17. Massif hercynien de l’Agly : granites de Saint-Arnac et d’Ansignan, gneiss et micaschistes (fenouilledes.fr ; cartes BRGM).
18. La virgation des Corbières est un orocline : rotation antihoraire des structures E-W vers le NE-SW, documentée par le paléomagnétisme (Parizot et al., 2023).

Bibliographie

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• FORD, M., VERGÉS, J. « Evolution of a salt-rich transtensional rifted margin, eastern North Pyrenees, France ». Journal of the Geological Society, 178 (1), 2021. DOI 10.1144/jgs2019-157.
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