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Tautavel

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Michel Martzluff
, 
Aymat Catafau
, 
Martin Galinier

Le peuplement d’une vallée méditerranéenne dans la très longue durée

L’environnement géologique de la Caune de l’Arago, site préhistorique de l’homme de Tautavel

Pierre Giresse, Jean Benkhelil, Thierry Courp, Henri Pauc, Thibaud Saos, Maria-Angela Bassetti, Serge Berné, Virginie Gaullier, Lies Loncke et Nicolas Robin

Texte intégral

1Il est fait souvent allusion à l’attractivité quel la Caune de l’Arago a pu exercer sur les premiers hommes préhistoriques du Pléistocène qui sont venus y trouver refuge. Cette grotte est spacieuse, située sur le flanc méridional de la colline de l’Arague, elle se trouvait ainsi protégée des vents du nord pendant les périodes venteuses les plus agressives et pouvait bénéficier d’un maximum d’ensoleillement. Perchée à mi-hauteur d’une forte pente calcaire, elle constituait aussi un observatoire idéal pour surveiller les mouvements des troupeaux d’animaux sauvages. Elle est aussi située à proximité du point d’eau du Verdouble nécessaire à l’homme comme aux animaux. Enfin, la nature gréseuse, voire quartziteuse de certaines « marnes indurées » de l’Albien sous-jacent a pu fournir une matière première, sinon de qualité, du moins suffisante pour permettre aux hommes du Paléolithique inférieur de confectionner leurs outils.

2Le propos de l’étude sera d’essayer d’examiner avec l’œil du géologue comment s’est défini et a pu évoluer au cours du temps l’environnement de ce site d’accueil éminemment favorable à l’habitat des premiers hommes. Les informations structurales sur le site se limitaient à la description à grande échelle d’accidents majeurs cartographiés au 1/50 000, cette étude proposera une analyse plus précise de la géométrie des accidents à une échelle adaptée au site de la Caune et permettra d’envisager plusieurs conséquences de nature hydrologique, c’est-à-dire ayant une incidence sur le contrôle du processus karstique. Les successions lithologiques de l’Urgonien calcaire qui constitue la colline de l’Arague sont encore mal connues et parfois ne coïncident pas avec l’ébauche schématique proposée par les cartes géologiques au 1/50 000e de Rivesaltes et de Tuchan. Or certains importants changements verticaux de faciès ont une incidence en termes d’infiltration et de développement du réseau karstique souterrain qu’il faut prendre en compte. L’origine et les conditions d’accumulation des matériaux constituant les sols du remplissage de la Caune est une question récurrente des recherches paléoenvironnementales, ainsi des schémas argumentés sur les oscillations paléoclimatiques du Pléistocène qui fournissent une reconstitution cohérente (Lumley de et al., 1984 ; Demouy et Renaud, 1984 ; Chevallier-Renaud, 1985 ; Amharref, 2003, entre autres). Cependant, par manque de données analytiques quantifiées, les sources des matières insolubles fournies par l’encaissant calcaire urgonien de la Caune n’ont pu être encore prises en considération que d’une manière fragmentaire. Enfin, les accumulations alluviales des terrasses pléistocènes du Verdouble seront reconsidérées à la lumière de ces nouvelles informations ainsi que de nouvelles datations AMS des cimentations carbonatées qui leur sont associées. Ces cimentations de calcite sparitique impliquent un environnement assez chaud et humide semblable à celui de l’accumulation alluviale et sont supposées s’être développées en diagenèse très précoce, permettant ainsi la résistance du dépôt au démantèlement. Leurs datations nous conduiront à proposer une histoire locale de cette rivière différente de celle des propositions antérieures.

Cadre général et géologique du site

Cadre général

3La cavité de la Caune de l’Arago se situe à mi-hauteur du flanc sud-est de la colline de l’Arague qui domine de près de 150 m la plaine de Paziols au nord, celle du Ruisseau de Vingrau au sud-est et les gorges du Verdouble (gorges des Gouleyrous) à l’ouest (ill. 1).

4La rivière Verdouble prend sa source dans les Corbières, traverse la plaine de Tuchan-Paziols, puis celle de Tautavel (ill. 2). Avant sa confluence avec l’Agly, l’écoulement aérien du Verdouble se perd totalement avant de réapparaître à hauteur des résurgences karstiques littorales de Font Estamar et de Font Dame, près de Salses. La pente moyenne de son lit est comprise entre 1 et 4 % dans les parties amont du bassin, tandis que les pentes des versants varient entre 5 et 25 % : fortes en périphérie des sous-bassins, elles sont plus modérées près du lit mineur (Gaume, 2002). Les importantes précipitations sur les hautes vallées et l’extension sur la rive droite des affleurements calcaires sont favorables aux circulations karstiques pérennes ou temporaires qui assurent un écoulement pratiquement permanent du cours d’eau. À la station de jaugeage de Tautavel, après les pertes souterraines des Gorges des Gouleyrous, le module annuel du Verdouble n’atteint que 3 m3/s, mais les débits de crue peuvent dépasser 250 m3/s. Le débit de pointe de la crue éclair de novembre 1999 a été estimé à 980 m3/s (Gaume, 2002). Ce sont les écoulements alimentés par le petit Verdouble qui ont fourni la contribution majeure de cette crue. D’après les images RADAR, pendant près de huit heures, les fortes pluies (~ 460 mm) ont essentiellement affecté l’est et le nord-est du bassin versant. Le ruissellement superficiel a constitué incontestablement le processus dominant de l’écoulement lors de ces épisodes exceptionnels, le bassin versant se comportant comme un bassin imperméabilisé. Avant cette grande crue de 1999, quatre autres grandes crues sont intervenues pendant le dernier siècle (1920, 1940, 1968, 1995) (Gaume, 2002). Dans les massifs karstiques de Tautavel (comme dans ceux de La Tour de France et de Cases de Pène), où l’on rencontre de nombreux avens, il n’existe pas d’émergence pérenne et les sources temporaires sont assez rares.

1 - Carte générale des reliefs d’après les données cartographiques de Google Earth. Localisation de la Caune Arago, du Verdouble et de ses principaux affluents

2 - Le réseau hydrographique du bassin du Verdouble d’après Gaume (2002). Les numéros sont ceux des stations d’estimation des débits pendant la crue de 1999

5La colline de l’Arague, du moins son versant méridional, est constituée à sa base, de grès siltstone ocre ou marron attribués à l’Albien quoique non cartographiés sur la feuille de Rivesaltes, puis plus haut, par des calcaires gris bleu et gris clair globalement rapportés à l’Urgonien. Le passage de la végétation de maquis assez dense de la partie inférieure des pentes à la garrigue clairsemée de la partie supérieure, coïncide à peu près avec cet important changement lithologique du substrat. Le sommet aplani de la colline est constitué par le planal de l’Arague qui est séparé de celui de la Devéze (plus à l’ouest) par les gorges des Gouleyrous. Cet aplanissement serait conséquent d’une mise en relief des structures pendant une phase pyrénéenne tardive admise comme postérieure au Néogène inférieur : des arasions répétées ont pu y abandonner des accumulations plus ou moins éparses (Cornet, 1980 ; Cornet, 1981).

6La Caune de l’Arago, découverte en 1828, est une grotte naturelle dont le creusement karstique s’est initié principalement à l’Oligocène. Son remplissage renferme plusieurs sols d’habitats préhistoriques. Les fouilles organisées depuis 1964 par le Professeur H. de Lumley et son équipe ont permis de dégager en 1971 la partie antérieure du crâne d’un Homo erectus ou plus précisément Homo Heidelbergensis, appelé depuis plus communément l’Homme de Tautavel, qui vivait dans ce site il y a 450 000 ans (Lumley, H. de et Lumley, M. A. de, 1971). Puis de nombreuses autres découvertes de restes d’hominidés de la même époque sont venus étayer le grand intérêt scientifique du remplissage de cette grotte.

Cadre structural

7C’est à l’Éocène que se mettent en place les unités chevauchantes nord pyrénéennes et notamment la nappe des Corbières. Dans la partie nord orientale des Pyrénées, la zone pyrénéenne passe rapidement, mais sans discontinuité, d’une direction E-W à une direction NNE-SSW. Au nord des Corbières, ces structures transverses de la chaîne se raccordent, par l’arc de Saint-Chinian, à des structures à nouveau proches de la direction E-W dans le Languedoc oriental et la Provence et qui forment les prolongements orientaux de la chaîne pyrénéenne (notices des cartes de Rivesaltes et de Tuchan).

8La géométrie qui voit la continuation de la sous-zone nord-pyrénéenne dans les unités externes de la nappe des Corbières, c’est-à-dire le raccordement direct progressif de ces deux ensembles, est unanimement admise. Les unités externes sont séparées des unités internes par le chevauchement Vingrau-Combe de la Boutine, auquel succède vers le nord-est celui de Roquefort. Les unités internes sont représentées dans l’angle sud-est de la feuille au 50 000e de Tuchan, en arrière du chevauchement de Vingrau-Combe de la Boutine qui se prolonge vers le Sud-Ouest près de Tautavel, puis plus à l’Ouest sur la bordure nord du massif de l’Agly. Sur la même feuille de Tuchan, les couches qui pendent vers le nord-ouest correspondent à une écaille tectonique découpée de manière sub-orthogonale par des plans de faille dont les directions les plus fréquentes sont N25E et N85E.

État des connaissances lithologiques et stratigraphiques de la colline de l’Arague et de ses dépôts environnants d’après les cartes géologiques au 1/50 000e de Tuchan et de Rivesaltes

Les reliefs crétacés

9La colline de l’Arague est constituée par la superposition de trois terrains cartographiés successivement à partir de la base : n2-5a, n5b et n6 indifférencié (ill. 3). Les commentaires qui suivent synthétisent ou résument les légendes des feuilles de Tuchan et de Rivesaltes et concernent les caractères locaux du site étudié.

3 - Détail de la carte géologique au 1/50 000e de Tuchan ; le relief de la Colline de l’Arague est situé en bas, à gauche. Les surfaces cartographiées en rose correspondent aux poudingues oligocènes. Les surfaces « n » des terrains crétacés sont commentées dans le texte. Le triangle rouge indique l’emplacement de la Caune de l’Arago

10n2-6a. compose l’ensemble de l’écaille tectonique de la Devèze. Il s’agit de calcaires urgoniens indiférenciés qui concernent près de la moitié inférieure du Crétacé représenté dans les deux cartes.

11n2-5a. Valanginien à Bédoulien inférieur. Ce sont des calcaires blancs à grands rudistes et orbitolines (Urgonien inférieur). Il s’agit d’un ensemble lithologique assez homogène de calcaires récifaux se présentant en gros bancs massifs. En règle générale, seuls les micro-organismes permettent de diviser cet ensemble de calcaires massifs à patine blanche formant « l’Urgonien inférieur ». Le toit de ces calcaires affleure à la base de l’incision du chenal des Gorges des Gouleyrous.

12n5b. Bédoulien supérieur. Marnes jaunes et marno-calcaires. Au-dessus des calcaires récifaux précédents et souvent séparées d’eux par un hard ground ferrugineux, reposent des marnes grises ou noires et des calcaires argileux gris parfois roux ou jaunes. Cette formation est absente des pentes de la colline de l’Arague. La notice indique que lorsque les marnes bédouliennes font défaut, il est impossible de séparer cartographiquement les calcaires de l’Urgonien supérieur de ceux de l’Urgonien inférieur.

13n6a1. Gargasien inférieur. Il s’agit des calcaires blancs récifaux dits de l’Urgonien supérieur, riches en rudistes de grande taille, bryozoaires et polypiers. Ils sont surtout typiques du lanc nord du synclinal du Bas-Agly où ils ont une épaisseur d’environ 120 m. Il s’agit du faciès calcaire le plus fortement marmorisé de la série urgonienne et exploité à ce titre sur les reliefs au sud de la dépression Vingrau-Tautavel.

14n6a2. Gargasien supérieur. C’est un ensemble de marnes et de calcaires argilo-gréseux riches en orbitolines, en grandes huîtres et en débris d’échinodermes qui appartient aussi à l’Urgonien supérieur. Son épaisseur peut atteindre près de 200 m. C’est cet ensemble qui constitue toute la partie supérieure de la colline de l’Arague où les indices de faciès récifal sont particulièrement abondants.

15Les calcaires argilo-gréseux du Clansayésien (n6a2 de la carte de Tuchan) ne sont pas signalés à proximité du site étudié. En revanche, une série très épaisse de marnes noires ou brunes parfois gréseuses, avec quelques rares bancs de calcaire noir, est rapportée à un Albien indifférencié (n7) qui affleure sur les bas versants de la colline de l’Arague. Le métamorphisme a pu localement transformer ces marnes en cornéennes, et l’absence de fossiles identifiables n’a pas autorisé une datation plus précise.

16À l’amont des Gorges des Gouleyrous, dans la plaine de Paziols, des cailloutis d’origine paléozoïque pour l’essentiel (grès et quartzite gris sombre et beige plus ou moins schistoïde) ont été accumulés lors d’épandage de piémont. Ils constituent la Formation de Paziols datée de l’Oligocène grâce à des dents de rongeurs (Calvet et al., 1990) et sont recouverts par une accumulation de galets et des blocs métriques roulés issus du Crétacé et donc de nature surtout calcaire (calcaires massifs gris ou roux, calcaires gréseux, grès jaunâtres).

Les terrasses alluviales quaternaires

17Les deux cartes de Tuchan et de Rivesaltes s’accordent pour cartographier trois niveaux de terrasses que l’on peut observer en fait surtout sur les versants de la vallée de l’Agly.

18Fu. Haute terrasse (Pléistocène inférieur-moyen). Quelques lambeaux de cailloutis de faciès torrentiel, légèrement emboîtés dans les cailloutis tertiaires, présentent un début d’organisation en terrasse le long du réseau hydrographique. Il s’agirait d’une formation intermédiaire plio-pléistocène qui, en raison de son état très résiduel, n’a pas été distinguée de la haute terrasse dont le matériel détritique est essentiellement constitué de schistes, quartzites, lydiennes (60 à 85 %) issus de la couverture paléozoïque et d’éléments calcaires mésozoïques (40 à 15 %) d’origine plus proche. L’induration de l’accumulation est toujours importante et due à la cimentation carbonatée de la matrice interstitielle par les eaux des versants calcaires. L’induration est encore plus forte près de la surface où se superpose parfois un encroûtement pédogénétique. Ainsi, par ses caractères d’évolution qui impliquent une assez longue histoire continentale, la haute terrasse se différencie nettement des moyennes et basses terrasses qui ne présentent jamais ces degrés de maturité et il est suggéré qu’un important intervalle de temps sépare la mise en place des deux types de formation.

19Fya. Moyenne terrasse (Würm ancien). De nombreux témoins de la moyenne terrasse existent dans la plupart des vallées, à quelques mètres seulement au-dessus du lit actuel. Le matériel alluvial, gravelo-caillouteux, montre une assez forte hétérométrie qui témoigne de la forte compétence des rivières de cette époque.

20Dans la vallée du Verdouble, un peu en amont de Tautavel (Feuille de Rivesaltes), des horizons limoneux intercalés dans les cailloutis de la moyenne terrasse ont livré des faunes de mollusques de cachet frais à tempéré. Compte tenu de ces caractères paléoclimatiques et d’une date 14C supérieure à 35 000 ans, un âge würmien ancien a été suggéré pour cette moyenne terrasse.

21Fyb. Basse terrasse (Würm récent). Bien développée et assez continue le long des vallées et située à deux ou trois mètres au-dessus des alluvions actuelles, cette accumulation au matériel frais passe latéralement à proximité des versants à d’abondants cailloutis cryoclastiques et limons loessiques à malacofaune steppique qui témoignent d’un environnement paléoclimatique froid remontant probablement à un Würm récent.

22Un seul site du Paléolithique inférieur a été reconnu dans la vallée de Tautavel-Vingrau sur une ancienne terrasse alluviale ancienne à + 25-30 m, un peu à l’amont du confluent Ruisseau de Vingrau-Verdouble (Abélanet et Martzluff, 1990). L’industrie taillée dans le quartz présente les caractères archaïques de l’industrie de l’Homme de Tautavel, la faune associée à des débris osseux de cheval, de capridae et à une dent humaine. Ce serait probablement le seul témoin connu d’une vie en « plein air » des hommes plus ou moins contemporains de l’Homme de Tautavel.

23À défaut de témoignages directs plus nombreux remontant au Pléistocène ancien et moyen (Paléolithique inférieur), la présence, dans la vallée de Tautavel-Vingrau, d’indices du Paléolithique moyen, puis la profusion des vestiges de surface du Paléolithique supérieur (Abélanet, 1990), indiquent la présence pérenne des chasseurs pendant au moins toute la durée de la glaciation du Würm. Les artefacts lithiques sont exceptionnels dans les moyennes et hautes terrasses et sont principalement recueillis à la surface des basses terrasses et de la plaine alluviale actuelle. Il est à noter que la majorité des indices sont concentrés en bordure du Ruisseau de Vingrau, puis se raréfient ou disparaissent à partir de l’aval de son confluent avec le Verdouble, comme si les débordements de ce dernier avaient à une époque plus tardive dispersé les sites de ses berges. Pendant la glaciation du Würm, on observe un remplacement progressif des outils fabriqués à partir de roches locales (siltstones, cornéennes, quartz, etc) par d’autres taillés dans des silex issus de sources plus lointaines (Grégoire, 2001).

Nouvelles observations et nouvelles analyses

Étude structurale

24L’environnement structural de la Caune de l’Arago s’intègre dans le contexte régional des nappes des Corbières constituées d’écailles, de séries plissées et fracturées qui résultent de la succession d’événements tectoniques qui ont débuté au Crétacé et se terminent, pour la phase principale, à l’Eocène (déformation pyrénéenne). C’est sans doute à cette dernière phase que l’on peut attribuer les déformations cassantes qui structurent les calcaires de l’Urgonien dans lesquels s’est développée la Caune de l’Arago, située à l’extrémité NE du synclinal de Saint-Paul de Fenouillet.

25Sur les cartes géologiques de Tuchan et de Rivesaltes, la direction générale des structures est orientée autour de N30E, puis se redresse vers le Nord (ill. 4a). À l’ouest de Vingrau, l’Urgonien du chaînon de la Devèze est découpé par des failles N45E qui forment une structure en fleur (ill. 4b) témoignant du caractère décrochant-compressif du dispositif.

4a - Juxtaposition des cartes géologiques au 1/50 000 de Tuchan et de Rivesaltes (BRGM) ; b Extrait de la carte géologique de Tuchan.
La structure en fleur illustre le caractère compressif-cisaillant de la faille qui sépare l’Urgonien (n2-6) de l’Albien (n7)

26La Caune de l’Arago est située dans la falaise de calcaire urgonien qui domine la dépression Vingrau-Tautavel occupée par les argilites et les siltstones de l’Albien. Au sud et sud-est du relief et à quelques mètres au-dessus du lit du Verdouble, une faille approximativement N25E met spectaculairement en contact les siltstones ocres et les marnes feuilletées noires de l’Albien avec les bancs calcaires de l’Urgonien. C’est au-dessus de cette faille que se situe l’ouverture de la Caune Arago où l’on peut noter des marques de glissement. Le contact entre le calcaire urgonien et les argiles et siltstones albiens est indiqué comme normal sur la feuille Rivesaltes, mais il est en revanche signalé par un contact anormal sur la feuille Tuchan (ill. 4a).

27Notre analyse de terrain avait pour but de repérer les accidents d’échelle cartographique locale afin d’y rechercher les indices microtectoniques qui permettraient d’interpréter le ou les jeux de ces accidents. La lithologie calcaire, si elle se prête bien au développement de la fracturation, conserve mal en revanche les indices de glissement le long des plans de faille, en raison de la dissolution rapide des surfaces exposées. Les figures associées, tels les filons et veines de calcite, sont des éléments géométriques qui donnent des indications intéressantes sur les déplacements le long des plans de fracture.

28Une analyse de l’ensemble des fractures relevées sur le plateau et sur ses bordures met en évidence une direction majeure N65E et deux directions équivalentes N25E et N85E (ill. 5a) qui sont manifestement les directions qui structurent le massif de l’Arague et guident l’érosion-dissolution des calcaires urgoniens. En allant vers le NE, l’extrémité du plateau est affectée par une faille majeure marquée par un miroir dégagé sur plusieurs mètres et qui découpe les séries calcaires. Morphologiquement, la caune Arago est allongée selon une direction générale N70E qui correspond assez bien avec la direction majeure de la fracturation.

5a - Directions principales des fractures relevées sur les pentes de la colline de l’Arague. Une direction N65E majeure et deux direction N25E et N85E équivalentes sont mises en évidence ;
5b - Direction de raccourcissement liée au système décrochant qui affecte le massif de la Devèze et la colline de l’Arague ;
5c - Filonnets de calcite de direction N50E décalés de façon senestre par des filonnets de direction N110E

29On notera l’existence d’un plan à stries verticales, à l’intérieur de la grotte, sur son flanc sud, de direction N85.50E très proche de la direction principale. Ce plan se prolonge sur la falaise voisine de l’entrée de la grotte.

6a - Miroir de faille dans le calcaire urgonien avec stries plongeant de 10 ° vers le sud ;
6b - Contact Albien-Sénonien, le compartiment du haut est formé par les siltstones cisaillés (en rouge direction des plans de cisaillement) contre le calcaire urgonien (en bleu)

30Le contact entre les calcaires urgoniens et les siltstones albiens est observé à hauteur de la berge de rive droite du Verdouble juste à l’aval des Gorges où les argilites noires de l’Albien sont redressées pratiquement à la verticale. Les couches de calcaire de direction NE-SW ont ici un pendage de 35 ° vers le NW. Elles sont tronquées par un plan vertical correspondant à un plan de faille (N050.90) qui porte des stries régulières bien visibles en rive droite où l’Albien a été emporté. L’inclinaison de ces stries est de 10 ° SW et indique clairement un jeu décrochant (ill. 6a).

31Les déformations associées au plan de faille principal sont de deux types.

  1. Dans le compartiment formé par les siltstones, la déformation se caractérise par des figures de cisaillement faisant avec la direction du miroir principal un angle de 15 degrés (ill. 6b). À quelques mètres du décrochement, la déformation des siltstones albiens s’exprime par des plis serrés, les effets du cisaillement intense ayant complètement disparu.

  2. Dans le compartiment formé par les calcaires, se développent sur environ 20 m des filonnets à remplissage calcitique dont l’arrangement peut donner des indications sur le sens des mouvements (ill. 5c). Ces filonnets peuvent être continus ou bien se présenter en échelon, parallèlement à la direction principale de la faille majeure (N050E) ou sécant (N110E).

32Ce dispositif indique un sens de décalage dextre selon la direction N50E. On notera qu’avec une direction transversale N110E, de petits filonnets découpent et décalent de façon senestre la famille principale N50E (ill. 5b). Si on considère que l’ensemble des filonnets a été généré par le même événement tectonique, les deux familles dextre et senestre N50E et N110E constituent un système conjugué de failles décrochantes qui répondent à une valeur de raccourcissement de direction N080E.

Les formations crétacées de la colline de l’Arague

33Les observations et les analyses des formations affleurantes seront présentées au fur et à mesure de l’ascension de la colline depuis le lit du Verdouble jusqu’au sommet du Planal de l’Arague (ill. 7).

34L’Urgonien inférieur n’étant visible qu’à la base de l’incision amont des Gorges, les premiers affleurements observés à 134 m d’altitude sont des bancs qualifiés de marneux ou de calcaires dans la notice de la carte de Rivesaltes. En fait, il s’agit ici d’un faciès siltstone de couleur brune à ocre totalement siliceux, à patine ocre foncé et dépourvu de toute recristallisation calcitique. La difractométrie R. X indique une composition quartzeuse à 100 %. Le microfaciès est celui d’un grès-quartzite à petits quartz homométriques d’environ 50 µm presque jointifs aboutissant à un champ poral pratiquement nul (ill. 8 c et d). Le ciment phyllosilicaté est très peu abondant et souvent concentré le long de joints de type stylolithique qui impliquent des dissolutions sous pression suivies de recristallisation. Ce siltstone correspond à un niveau de l’Albien qui a été pratiquement redressé à la verticale au contact de la faille de décrochement. Il recouvre des argilites noires dont on observe le biseau en contrebas sur la rive gauche du Verdouble, derrière l’ancien moulin. Cette formation albienne affleure jusqu’à une altitude de 140 m où par contact anormal lui succède le calcaire bleu gris de l’Urgonien supérieur (ill. 7). On a donc sur une puissance d’au moins 50 m un horizon pratiquement sans porosité constituant le mur des calcaires urgoniens. Ce mur, très défavorable aux infiltrations, est évidemment préservé de tout processus karstique. Par contre, il a pu favoriser l’arrêt ou le ralentissement de la percolation et la stagnation des eaux de dissolution au sein des strates urgoniennes juste sus-jacentes.

7 - Coupe stratigraphique schématique de la colline de l’Arague selon un plan NW-SE passant par la Caune de l’Arago. L’écaille des calcaires urgoniens a rebroussé à la verticale les siltstones et les argilites noires de l’Albien. La pente de la colline présente successivement les affleurements des siltstones marron de l’Albien et les calcaires marmoréen, puis récifaux de l’Urgonien supérieur. Nous ne connaissons pas l’extension latérale des calcaires marmoréens à l’intérieur de la colline. Le plateau du Planal perforé de nombreux petits avens ne présente aucune accumulation résiduelle de surface d’érosion

35Plus haut sur la colline, on observe les calcaires bleu-gris sombre de l’Urgonien supérieur (n6a) qui affleurent entre 140 et 195-200 m d’altitude. Il s’agit au début d’un faciès bleu à bleu sombre très pauvre en restes fossiles et fréquemment traversé par des veines millimétriques, centimétriques, voire décimétriques, de calcite blanche. L’étude du microfaciès indique un calcaire micritique sombre traversé par de nombreuses veinules ou plages de calcite sparitique ou même spathique. Ce calcaire, très pauvre en quartz, présente encore quelques restes fantômes de fossiles (ill. 8a).

8 - Microfaciès des affleurements de la colline de l’Arague
8a - Faciès marmoréen de l’Urgonien à hauteur de l’entrée de la Caune Arago : calcaire micritique largement recristallisé et traversé par des veinules de calcite secondaire (vc) ; les restes des tests ont presque disparu pendant la recristallisation ;
8b - Faciès récifal type bioarénite de l’Urgonien supérieur avec tests de mollusques (m), d’orbitolines (a) et de petits foraminifères benthiques (Textularidae, Rotaliidae) ;
8c - Siltstone de l’Albien de type grès-quartzite en lumière polarisée ;
8d - La même lame en lumière naturelle permet de voir des joints de compression de type stylolithique avec concentration de phyllosilicates et d’oxydes de fer. L’échelle dans chaque photo est indiquée par un segment de 200 µm

36Un premier prélèvement a été réalisé à 160 m d’altitude. Une quantité de 1 269 g a été l’objet d’une décarbonatation totale permettant d’évaluer une teneur en insoluble qui atteint seulement 0,19 %, c’est-à-dire un ordre de grandeur comparable à celui des marbres calcitiques blanchâtres actuellement exploités de l’autre côté de la vallée dans les carrières proches de Vingrau et de Tautavel. Un deuxième prélèvement a été effectué à 180 m d’altitude, c’est-à-dire à la hauteur de l’entrée de la Caune de l’Arago, c’est aussi un calcaire gris sombre présentant des joints stylolithiques et des plans de fracture ou de friction recouverts par un voile blanc calcitique. Après décarbonatation totale d’un poids de roche de 2 169 g, on calcule encore une faible teneur en insoluble de 0,69 % qui est également de l’ordre de celles des calcaires marbriers voisins.

37Ces faciès proches des marbres, si ce n’est de leur teinte grise plus ou moins accentuée, n’ont été signalés dans ce secteur dans aucune des notices explicatives des deux cartes géologiques. Leur très faibles fractions insolubles sont essentiellement de nature pélitique (plus de 90 % inférieurs à 50 µm) et assez riches en matière organique. L’analyse R. X des argiles indique une association illite-chlorite semblable là encore à celle des marbres blancs exploités dans les carrières voisines où, en fonction d’un métamorphisme sans doute plus intense, la muscovite se substitue à l’illite. L’analyse des matières insolubles indique également que ces deux calcaires montrent des teneurs en sable quartzeux extrêmement faibles atteignant respectivement 10,6 % et 2,66 % de la matière insoluble, ce qui correspond dans les deux cas à des teneurs de l’ordre de 0,02 % de la masse totale de la roche, c’est-à-dire presque négligeables en terme de sources pour le colmatage silico-clastique de la Caune Arago. En supposant que ce calcaire encaissant de la grotte ait servi de « référence urgonienne » à l’étude géochimique de Mosser et al. (1992), on comprend une des conclusion de ces auteurs : « les argiles du remplissage ne résultent pas de la décarbonatation du calcaire urgonien ».

38Au-dessus de 200 m d’altitude, on assiste à un changement de faciès de l’Urgonien supérieur : les calcaires gris bleu presque azoïques laissent la place à des calcaires gris clair, parfois à patine blanche et très riches en restes de faune et de flore qui évoquent le n6a1 du Gargasien récifal caractérisé par des rudistes de grande taille, des bryozoaires, des polypiers et des restes algaires. Le prélèvement a été réalisé à une altitude de 266 m, soit à seulement quelques mètres en-dessous du sommet du Planal de l’Arague. C’est un calcaire gris très clair à surface localement lapiazée et renfermant de très nombreuses orbitolines de diamètre plurimillimétrique, il est traversé par des veinules millimétriques de calcite blanche et des septa de diaclase souvent tapissés par de l’oxyde de fer. Le microfaciès s’apparente à une bioarénite très riche en foraminifères benthiques (rotalidae, textularidae et, bien sûr, alvéolines) associés à de nombreux bioclastes, dont notamment des bioclastes algaires et à quelques grains de quartz (ill. 8b). Un échantillon de 2 781,8 g a été totalement décarbonatée et a permis de recueillir 338 g de matières insolubles, soit 12 % de la roche totale. Ce reliquat beaucoup plus important que ceux du calcaire gris bleu sous-jacent a permis une étude texturale sommaire : <50 µm : 64,7 %, fraction entre 50 et 160 µm : 35 %, fraction entre 160 et 315 µm : 0.32 %, fraction >315 µm : 0,2 %. Le total de la fraction sableuse correspond ainsi à environ 4 à 5 % de la roche totale, c’est-à-dire une concentration qui est assez proche de celle des fractions sableuses des sols et des dépôts de colmatage de la Caune sous-jacente (Amharref, 2003).

39La diffractométrie de ce calcaire gris-clair indique environ 72 % de calcite et 28 % de quartz. Un essai d’élimination mécanique des orbitolines en cours de décarbonatation permet d’évaluer un résidu encore plus quartzeux (57 % de quartz et 43 % de calcite). En effet, si les tests des orbitolines sont calcitiques comme le ciment du calcaire, leurs tests épais et denses sont plus résistants à l’hydrolyse comme l’indique la convexité de leur relief qui est couramment observée à la surface des affleurements. L’analyse de la fraction argileuse montre une forte prépondérance des illites (environ 75 %) sur les chlorites (environ 25 %), mais ces dernières s’avèrent donc sensiblement plus abondantes que ce qui était proposé dans les travaux antérieurs (Chevallier-Renaud, 1985). Ici aussi, on supposera que l’Urgonien de la partie supérieure de la colline n’avait pas été spécifiquement analysé.

Les formations superficielles quaternaire ou récentes

Les terres rouges du Planal de l’Arague

40La surface du Planal qui culmine à 268 m est assez remarquablement aplanie comme celle du relief voisin de la Devèze. À l’affleurement, les surfaces faiblement inclinées vers le nord-ouest du calcaire gris clair présentent un développement spectaculaire de micro-lapiez karstiques. Ce calcaire a été affecté en surface par un important débitage de gélifraction lors des époques glaciaires successives du Quaternaire. Il en résulte une accumulation d’abondantes plaquettes calcaires de quelques centimètres d’épaisseur et de plusieurs dizaines de centimètres de largeur ainsi que de débris esquilleux de taille et de formes très variées. Les surfaces de ces débris présentent souvent des figures superficielles de dissolution de type lapiez attestant d’une antériorité du processus karstique sur celui de la gélifraction.

9 - Comparaison des teneurs en matières insolubles et sableuses des formations géologiques de la colline de l’Arague

41On observe assez fréquemment les orifices d’ouvertures plus ou moins circulaires de petits avens de dimension inframétrique. Ces orifices ont été complètement et systématiquement vidés de leurs matériaux de décarbonatation qui ont été vidangés par le réseau karstique souterrain et probablement pro parte évacués en direction de la cavité de la Caune de l’Arago

42Si le calcaire urgonien est souvent à nu à l’affleurement, on observe aussi dans les secteurs les plus élevées du Planal de larges surfaces qui sont couvertes par quelques décimètres d’une terre rouge-brun incluant très souvent des débris calcaires centimétriques, mais aussi très hétérométriques. Cependant, nous n’avons trouvé ici aucune trace de matériaux grossiers siliceux des épandages anciens, parfois évoqués dans la littérature (Laaraij, 1993) et qui s’apparenteraient aux épandages oligocènes ou plus récents trouvés en couverture de plusieurs des reliefs voisins, mais toutesfois à des altitudes moins élevées. Cette terre rouge-brun représente un sol de décarbonatation inachevée, sorte de rendzine peu évoluée, qui nous permet l’analyse de la phase insoluble des calcaires gris clair de l’Urgonien supérieur. Afin d’éviter le plus possible des mélanges de matières autochtones et éventuellement allochtones, les prélèvements de ces terres rouge sombre ont été réalisés dans deux sites du Planal à altitude élevée (266 m et 254 m) (ill. 9) :

  • Terres rouges à 266 m : fraction >315 µm : 7,3 %, fraction entre 160 et 315 µm : 3 %, fraction entre 50 et 160 µm : 23,2 %, fraction <50 µm : 66,6 %.

  • Terres rouges à 254 m : fraction > 315 µm : 8,1 %, fraction entre 160 et 315 µm : 7 %, fraction entre 160 et 315 µm : 23,7 %, fraction <50 µm : 61,3 %.

43Les sables moyens sont composés principalement de quartz transparents en majorité non-usés auxquels s’ajoutent près de 10 % de quartz bipyramidés ou à facettes euhédrales qui témoignent du développement d’une diagenèse siliceuse au sein du calcaire urgonien ; des grains monominéraux de calcite blanche sparitique ou spathique composent également ces sables.

44On peut constater que cette texture s’avère assez similaire à celle de la fraction insoluble du calcaire gris clair sous-jacent, notamment en ce qui regarde les teneurs en particules fines (< 50 µm) et, à un moindre degré, celles en sables fins. Seules les teneurs en sables moyens et grossiers de ces terres rouges sont légèrement plus élevées, mais cette particularité est liée à la présence de petits graviers de calcaires gréseux plus ou moins oxydés encore en cours de dissolution, et de quelques gros cristaux de calcite. Aucun gravier allochtone (gros quartz émoussés, débris de schistes ou grès paléozoïques) qui pourraient témoigner du caractère résiduel d’une surface d’arasion n’a pu être mis en évidence. On ne dispose donc à cette échelle d’aucun indice pour envisager une véritable accumulation alluviale, comme celle qui a pu être observée au sommet des reliefs voisins qui dominent la Devèze et qui est attribuée à un cycle aquitano-vindobonien (Cornet, 1980 ; 1981 ; Calvet et al., 1991 ; Amharref, 2003).

45La composition des minéraux argileux de ces terres rouges se résume presqu’à la seule présence de l’illite ; la chlorite, habituelle dans les calcaires urgoniens, représente moins de 10 %. L’héritage issu des calcaires paraît évident, mais la décarbonatation pédogénétique a vraisemblablement détruit en large partie les feuillets chloritiques. Un des échantillons renferme environ 20 % de kaolinite dont la présence témoigne d’une évolution pédogénétique ancienne en conditions subtropicales remontant probablement au Néogène. Cette composante kaolinitique avait déjà été signalée dans une terre rouge similaire par Péneaud (1978). Quoi qu’il en soit, la distribution de ce minéral ne peut être employée pour discriminer les sources « plaine » par rapport aux sources « plateau » comme cela fût antérieurement envisagé (Chevallier-Renaud, 1985).

46De manière générale, ces terres rouges, contrairement à d’autres produits de décarbonatation, sont assez pauvres en argiles et, en fonction de l’héritage disponible fourni par le calcaire qu’elles recouvrent, sont composées principalement de silts et de sables fins.

Les anciennes terrasses alluviales du Verdouble

47À la différence de quelques premières approches, il nous est apparu nécessaire de considérer l’étude des alluvions quaternaires du Verdouble dans leur entité morphologique complète, c’est-à-dire à l’amont et à l’aval des Gorges des Gouleyrous. Les observations ont donc concerné à la fois les témoins de la plaine de Paziols et celles de la dépression Vingrau-Tautavel (ill. 10). Amont des Gorges

48Le bras principal du Verdouble coule longuement selon une direction W-E, sensiblement parallèle aux reliefs des Corbières, et draine surtout des formations calcaires crétacées. Ses deux principaux affluents descendent des versants situés au nord du Verdouble et sont ainsi perpendiculaires à ces mêmes reliefs (ill. 2). Il s’agit du Torgan, qui traverse des calcaires surtout crétacés, et du Petit-Verdouble (ou rivière Tarrassac vers l’aval) qui draine des formations gréseuses et pélitiques de l’Ordovicien sur sa rive gauche et du Trias sur sa rive droite. Il est à noter que la rivière Tarrassac présente de nombreux flats alluvionnaires dans son cours inférieur alors que le cours du Verdouble demeure toujours étroit, voire encaissé. Arrivées dans la Plaine de Paziols-Tuchan, les rivières contournent les reliefs témoins des calcaires crétacés et des poudingues continentaux de la Formation de Paziols. Leur plaine alluviale figure un assez vaste triangle d’environ 4 km de base pointé en direction des Gorges des Gouleyrous et couvert de sols de vignoble exceptionnellement caillouteux évoquant une sorte de petite Crau audoise.

49La carte de Tuchan signale l’existence de lambeaux d’une haute terrasse Fu constituée d’éléments silicatés ou siliceux cimentés par des carbonates et ayant subi une longue évolution pédogénétique. Nous ne considérerons pas ici cette haute terrasse en raison du doute sur sa position stratigraphique précise et surtout de la modeste extension des lambeaux subsistants de ses affleurements, parfois au contact de la Formation de Paziols.

50La moyenne terrasse est attribuée au Würm ancien (Fya de la carte), ses dépôts gravelo-caillouteux, assez hétérométriques, témoignent de la forte compétence du Verdouble ; ils sont déposés à moins de 10 m seulement au-dessus du lit actuel. Mais, curieusement, les cimentations carbonatées ne sont pas signalées dans la notice explicative.

51La basse terrasse Fyb est assez largement distribuée le long des vallées à deux ou trois mètres seulement au-dessus du talweg actuel du Verdouble ; en fonction de passages latéraux à des limons loessiques et à des cailloutis cryoclastiques, un âge Würm récent ou Tardiglaciaire est proposé pour la mise en place du dépôt (notice de la carte de Tuchan).

52Nous avons prospecté les terrasses alluviales qui sont cartographiées de part et d’autre des chenaux principaux du Verdouble, de la Ségure et de son affluent, la petite rivière de Donnové (ill. 2 et table 1). Malgré l’extension de la couverture colluviale, les dépôts caillouteux affleurent assez largement, en particulier ceux cartographiés Fya qui sont toujours cimentés par précipitation calcitique ; dans les cas d’accumulation meuble, les galets gisent épars en forte concentration à la surface de certains rangs de vigne.

Table 1. Compositions lithologiques des galets des terrasses du Verdouble à l’amont des Gorges des Gouleyrous

Table 1. Compositions lithologiques des galets des terrasses du Verdouble à l’amont des Gorges des Gouleyrous

53Au sortir de Paziols, Fya et Fyb affleurent largement près du lieudit du Moulin, Fya fortement cimenté constituant une microbutte d’environ 2 m de dénivelé, couronnée par une borne. Une datation AMS au radiocarbone indique un âge supérieur à 45 000 ans BP (table 3). Des galets (62 éléments) ont été recueillis à la périphérie de cette butte qui culmine à 138 m d’altitude, soit à seulement six mètres au-dessus des alluvions actuelles du Verdouble. La composition lithologique indique une forte dominance (73 %) des galets calcaires (roux, beiges, gris ou gris foncé) présumés d’origine crétacée sur les galets siliceux ou silicatés (gris foncé ou noirs) présumés paléozoïques (16 %) et des galets de grès rougeâtres présumés triasiques (11 %).

54Plusieurs autres buttes de la formation Fya cimentée percent sous les colluvions en allant vers le NE, mais ne sont pas signalées sur la carte au 1/50 000 ; nous avons étudié l’une d’entre elles à une altitude voisine de 140 m entre Notre Dame de Faste et le gué proche du confluent de la Sègure et de la Rivière de Donnové (50 galets). Il s’agit de poudingues à ciment calcitique (sparites surtout) qui sont interstratifiés avec des bancs gréseux à stratification oblique. Malgré une distance de près de 2 km, le spectre lithologique des galets est assez semblable à celui du dépôt du Moulin : les galets calcaires du Crétacé (roux, gris clair, gris foncé) représentent 86 %, les galets gris sombre du Paléozoïque 6 %, ceux rougeâtres du Trias 2 % auxquels s’ajoutent quelques galets de quartz (4 %). Les deux datations AMS réalisées indiquent respectivement un âge de 31 400 BP pour le ciment calcitique du poudingue et de 40 000 BP pour celui du grès. Bien que nous n’ayons pu observer de cristallisation secondaire dans le ciment du poudingue, ces âges indiqueraient une cimentation calcitique qui a lieu principalement vers 40 000 BP et a pu se prolonger un peu après en fonction de la porosité plus importante du poudingue. Compte tenu des conditions de dépôt similaires, on peut suggérer que l’estimation >45 000 BP du poudingue du Moulin ne serait que légèrement supérieure à 45 000 ans.

55Les galets des dépôts de Fyb (83 éléments) ont été étudiés en contrebas du site précédent, à une altitude de 135 m, soit à seulement 3 m au-dessus des alluvions actuelles. Le cortège lithologique est très différent de celui de Fya puisque dominé par les éléments siliceux ou silicatés (62 %) dont plus du tiers sont de nature schistoïde et présumés ordoviciens ; les calcaires (roux ou gris) représentent 22,5 %, les quartz atteignent 9 % et les galets triasiques sont très rares. La datation du ciment d’un poudingue voisin, à quelques centaines de mètres plus au sud et reposant à 134 m d’altitude sur un affleurement urgonien, a fourni un âge de 31 400 BP (table 2).

56À une centaine de mètres de distance et à 3 m en contrebas, les galets des alluvions actuelles (82 éléments) ont une composition assez proche de celle de Fyb avec une très forte domination des roches silicatées gris sombre ou brunes, plus ou moins schistoïdes, qui atteignent 87,5 % (dont 7 % de grès triasiques), les quartz (avec des veines silicatées noires) représentent 10 % et les calcaires seulement 2,5 %. Les galets à faible distance des buttes du Fya montrent logiquement des restes de cimentation ou d’encroûtements encore adhérents (60 et 28 % des cas) ; en fonction des remaniements, ces restes de ciment se raréfient dans les galets de Fyb (2 %) et actuels (2,5 %).

57Vers l’entrée des Gorges du Gouleyrous, à 137 m d’altitude, soit à environ 10 m au-dessus du cours du Verdouble, affleure un poudingue dont la datation du ciment calcitique a fourni un âge de 37 600 BP (table 2). La surface du poudingue est localement couverte d’un voile travertineux daté à 10 130 BP attestant d’un écoulement de solutions saturées pendant l’optimum climatique du début de l’Holocène.

58On constate, à l’échelle de ces alluvions à l’amont des Gorges, une nette opposition entre la nature des galets majoritairement calcaires de Fya et celle surtout silicatée de Fyb. Au vu de la dominance des affleurements calcaires à l’ouest du bassin et de celle des terrains paléozoïques silicatés à l’est, on peut envisager des apports dominants du Verdouble principal pendant le Würm ancien et de la Ségure pendant le Würm tardif. Mais ce premier commentaire demande à être peut-être nuancé en fonction de la présence extensive des affleurements des conglomérats de la Formation de Paziols où les cailloutis à galets siliceux sont recouverts au nord par des cailloutis à galets calcaires (Calvet et al., 1991). Il est possible que des mécanismes de relais détritique aient participé à la définition des nappes alluviales successives, la dominante carbonatée exprimant ainsi des origines assez distales (occidentales) à l’échelle du bassin versant, la dominante siliceuse correspondant à des sources plus proximales (orientales).

Table 2. Datations AMS au radiocarbone des précipitations calcitiques cimentant les alluvions des terrasses surélevées du Verdouble. Compte tenu des âges élevés obtenus dans la plupart des cas, il n’a pas été procédé aux corrections calendaires trop incertaines pour de telles périodes

Table 2. Datations AMS au radiocarbone des précipitations calcitiques cimentant les alluvions des terrasses surélevées du Verdouble. Compte tenu des âges élevés obtenus dans la plupart des cas, il n’a pas été procédé aux corrections calendaires trop incertaines pour de telles périodes

59D’une manière plus générale, cette exceptionnelle accumulation caillouteuse de la plaine de Paziols peut s’expliquer par une perte de charge liée au barrage morphologique du relief calcaire de la Devèze et de l’Arague et hydraulique des étroites Gorges du Gouleyrous. Elle peut s’expliquer aussi de manière complémentaire par la surabondante matière première constituée par les accumulations conglomératiques oligocènes de la Formation de Paziols qui descendent pratiquement au contact de la barre calcaire de la Devèze.

60Aval des Gorges

61Le Verdouble qui coule à une altitude d’environ 130 m à hauteur de l’entrée des Gorges n’est plus qu’à 106 m à leur sortie.

62Une prospection sismo-acoustique a été effectuée dans le bief juste à l’aval des gorges du Verdouble (ill. 10). Un échosondeur paramétrique non-linéaire haute résolution Innomar SES-2000 compact a été utilisé. Son intérêt réside dans sa capacité à générer de faibles fréquences (4 à 12 kHz) et d’émettre un faisceau d’émission étroit (2°) permettant d’acquérir une bonne résolution verticale (6 cm) et une assez bonne pénétration (40 m dans les sédiments vaseux) ; une bonne résolution horizontale est liée à la fréquence élevée de l’émission et à la courte durée des émissions. Ces propriétés d’enregistrement étaient a priori favorables à l’étude de la faible couverture des nappes alluviales du Verdouble.

63L’image aérienne Google Earth permet de délimiter les limites des eaux sombres plus profondes (jusqu’à 5 m) d’un petit bassin allongé d’environ 60 m de large et de près de 200 m de long. En fonction de cette morphologie particulière, l’enregistrement a été conduit selon deux lignes longitudinale (AB) et transversale (BC) (ill. 10).

64Le modelé longitudinal indique un profil amont-aval du bassin du bief assez symétrique et un approfondissement rapide dans la partie moyenne. La couverture alluvionnaire caillouteuse récente (notamment accumuléee par la dernière grande crue de 1999) tapisse sur un peu moins d’un mètre d’épaisseur la totalité des fonds du bassin. À l’amont, elle recouvre directement le bed-rock du calcaire urgonien alors que vers l’aval, une autre couverture alluviale plus ancienne de un à deux mètres d’épaisseur est intercalée au-dessus du calcaire et tend à se biseauter de l’amont vers l’aval. La nette discontinuité sédimentaire entre les deux nappes alluviales est surlignée en rouge.

65Le modelé du profil transversal oppose une rive droite relativement abrupte où le calcaire urgonien affleure sans aucune couverture et une rive gauche où l’on retrouve la superposition de la nappe alluviale de la crue de 1999 et de la nappe alluviale ancienne qui sont séparées par la même discontinuité.

66Ces enregistrements permettent de définir la géométrie des corps sédimentaires alluviaux en regard de ceux qui sont exposés à l’affleurement sur les terrasses voisines. La nappe alluviale de la crue récente de près d’un mètre d’épaisseur s’avère à peu près continue de l’amont vers l’aval, elle couvre tout le versant en pente douce de la rive gauche au-dessus de laquelle elle a parfois débordé ; elle affecte donc au moins les 2/3 des fonds du bief.

10 - Enregistrement sismo-acoustique du bief du Verdouble juste à l’aval des Gorges du Gouleyrous (profils longitudinal AB et transversal BC sur document Google Earth). La ligne rouge du profil souligne la discontinuité qui sépare la nappe alluviale ancienne et la nappe de la crue de 1999. Le bed-rock urgonien affleure principalement sur la rive droite du talweg

67La nappe alluviale ancienne plus épaisse (près de 2 m) est distribuée seulement sur la moitié aval du profil longitudinal où sa limite avec le calcaire devient vite indéfinissable, mais elle affecte très largement la pente de rive gauche où elle représente probablement des lambeaux ensevelis des alluvions de la basse terrasse, lesquels affleurent largement jusqu’à 3 m au-dessus du talweg, à seulement quelques dizaines de mètres de distance. La superficie de cette nappe ancienne serait de l’ordre du tiers de celle du bief, mais avec une épaisseur de l’ordre du double de celle de la nappe récente.

68Succinctement, cette étude sismique apporte au moins deux enseignements :

  • À l’échelle de la in du Quaternaire, il existe une relative pérennité du chenal d’écoulement de haute énergie du Verdouble le long de sa rive droite où ne subsiste aucun dépôt alluvial récent ou ancien, les accumulations successives se superposant sur le versant de la rive gauche.

  • La nappe alluviale ancienne du Verdouble (basse terrasse) s’est accumulée ici en fonction d’une morphologie karstique assez irrégulière, ses témoins émergés et sous-aquatiques sont discontinus dans l’espace et sont inégalement protégés de l’érosion par l’enfouissement. Dans une perspective d’étude des terrasses alluviales plus anciennes, on retiendra qu’à l’échelle du bief, l’extension latérale de cette nappe ancienne peut atteindre plusieurs centaines de mètres, mais que son toit peut présenter un dénivelé d’au moins trois mètres sur seulement quelques dizaines de mètres de distance. Il est donc malvenu de chercher à caractériser les terrasses alluviales par des cotes altimétriques trop étroites ou trop précises.

69La basse terrasse du Verdouble (Fyb) affleure à environ +3 m à la sortie des Gorges des Gouleyrous (ill. 11). Sur une accumulation d’environ un mètre d’épaisseur, on observe des galets généralement émoussés et de nature pétrographique variée. On trouve représentées des lithologies d’origines relativement proches : calcaire gris bleuté ou gris clair de l’Urgonien supérieur, siltstones ocres ou marrons de l’Albien qui, malgré la brièveté du transport fluviatile, ont pu acquérir un émoussé assez avancé. On rencontre aussi des grès beiges triasiques, des plaquettes schisteuses ordoviciennes ou des grès paléozoïques au sens large qui ont été apportés depuis le bassin amont du Verdouble, au nord des Gorges des Gouleyrous. On peut suivre le prolongement de cette nappe alluviale de +3 m sur la rive droite du Verdouble sur environ 500 m vers l’aval, avant qu’elle ne s’interrompe pour réapparaître 500 m plus bas à l’approche de Tautavel. Sa distribution sur la rive gauche est à peu près symétrique, mais son observation est plus malaisée en raison de mélanges avec les cailloutis cryoclastiques dès qu’on s’approche de la pente des falaises. Le caractère très peu émoussé de ces produits de gélifraction permet cependant de faire la distinction entre les deux types d’accumulation.

11 - Localisation des stations de prélèvement des galets des nappes alluviales. Les flèches rouges signalent un transport de galets à prédominance calcaire amenés par le Verdouble principal et concernant les accumulations Fya de la moyenne terrasse, les flèches noires correspondent au transport des galets à prédominance silicatée formant la basse terrasse Fyb et charriés principalement par le Petit Verdouble et la Donneuve. Le défilé des Gorges du Gouleyrous est figuré en vert. Le trait hachuré signale les limites des versants

70À une altitude comprise entre 115 m et 120 m, soit entre 9 et 14 m au-dessus du lit actuel du Verdouble, on observe à la surface des terres à vigne d’autres amas de galets qui témoignent des accumulations alluviales plus ou moins dispersées de la même basse terrasse (Fyb). Ces accumulations affleurent parfois à la faveur de microfalaises de poudingue à cimentation calcaire, mais de manière beaucoup moins fréquente que dans la Plaine de Paziols. Les dalles de poudingue démantelées par l’érosion ont fait souvent l’objet de réemploi pour l’édification de murettes.

71Dans la vallée du Verdouble, un peu en amont de Tautavel, des horizons limoneux intercalés dans les cailloutis de la moyenne terrasse ont livré des faunules de mollusques de cachet tempéré frais qui témoignent d’épisodes interstadiaires. Compte tenu de ces caractères paléoclimatiques et d’une date 14C supérieure à 35 000 ans, un âge würmien ancien a été proposé pour cette moyenne terrasse.

72Une réserve nous semble prudente en ce qui concerne les quelques accumulations présumées de « haute terrasse » et de « très haute terrasse » signalées respectivement à + 22 m et + 30 m (Laaraich, 1996) en-dessous même du site du Musée de Tautavel. En réalité, ces accumulations observées à flanc de pente à deux ou trois mètres sous le plateau où a été construit le Musée de Tautavel sont à une altitude de 110-111 m. Sur la base d’une altitude de 97 m du lit actuel du Verdouble dans sa traversée du village de Tautavel, ce dépôt alluvial se situe à + 13-14 m et peut être attribué provisoirement à la terrasse Fya.

73Il a été procédé aux prélèvements de quatre collections de 50 à 100 galets qui sont issues de la nappe gravelo-caillouteuse, sorte de cône torrentiel accumulé sur une longueur d’environ 200 m au débouché des Gorges et qui est, aujourd’hui, bien visible sur les berges, de deux dépôts sablo-caillouteux de la basse terrasse (ill. 10) et des poudingues calcitiques caillouteux de la moyenne terrasse de la rive droite et du Musée de Tautavel, (ill. 2 et table 3).

Table 3. Compositions lithologiques des galets des terrasses du Verdouble à l’aval des Gorges des Gouleyrous

Table 3. Compositions lithologiques des galets des terrasses du Verdouble à l’aval des Gorges des Gouleyrous

74Les galets actuels de la rive du bief sont surtout composés de roches siliceuses ou silicatées variées (72 %) avec des siltstones sombres, des grès rougeâtres présumés triasiques, des faciès schistoïdes présumés ordoviciens, plus rarement des grès clairs, des cargneules et des quartz. Les galets calcaires sont roux ou gris, souvent traversés par des veines millimétriques de calcite blanche et leur surface est disséquée par des micro-lapiez. Les galets portant des cimentations calcitiques encore adhérentes à leur surface sont assez rares (2 %). Ce spectre lithologique est donc assez voisin de celui de la basse terrasse que nous avons décrit juste à l’amont des Gorges du Gouleyrous.

75Une collection de galets de Fyb issue d’un dépôt meuble à 117 m d’altitude sur une pente à quelques centaines de mètres à l’ouest du bief (près du lieudit Seille) montre un cortège où les éléments silicatés sont encore plus prépondérants (87,5 %), les grès beiges et surtout roses et rosés sont plus abondants que les faciès schistoïdes et les quartz sont rares (3 %). Les galets calcaires (11 %) sont gris et traversés par des veinules calcitiques. Les galets qui portent des vestiges d’encroûtement ou de cimentation calcaire à leur surface sont assez abondants (22 %). Le ciment calcitique du poudingue affleurant à quelques mètres a été daté à 38 500 BP (table 2). D’autres galets ont été extraits d’un poudingue à ciment calcitique qui affleure à quelques dizaines de mètres du site précédent : le spectre lithologique des galets est assez semblable et atteste d’une même origine. En revanche, les restes de ciment encore attachés sont logiquement beaucoup plus abondants, ils ont été datés à 34 600 BP (table 2).

76En résumé, on peut remarquer que les spectres lithologiques de ces galets alluviaux (Fyb) à l’aval des gorges du Gouleyrous présentent une forte parenté avec ceux des alluvions actuelles et de la basse terrasse de la partie orientale du bassin du Verdouble à l’amont de ces mêmes gorges, c’est-à-dire des apports des rivières du Petit Verdouble ou de Donneuve qui drainent les reliefs paléozoïques et triasiques au nord de Tuchan. Il en va autrement pour l’affleurement du poudingue calcaire de la terrasse Fya sous le Musée de Tautavel (station 8 de la carte) où l’on observe 69 % de galets calcaires et 29 % de galets silicatés (surtout grès et schistes sombres), c’est-à-dire une composition à galets largement remaniés des poudingues carbonatés oligocènes et qui s’apparente beaucoup à celle des deux accumulations de Fya à côté de Paziols (stations 1 et 2).

77On est donc conduit à distinguer une succession de dépôts d’alluvions anciennes du Verdouble sur la base de la composition lithologique de leurs galets. La terrasse Fya, la plus ancienne, présente un spectre lithologique des galets à dominante carbonatée qui implique un drainage dominant de la partie occidentale du bassin riche en calcaires et en poudingues à galets calcaires ; elle paraît remonter à un âge supérieur aux limites du radiocarbone, mais l’âge du poudingue du musée de Tautavel demeure à être vérifié. La terrasse Fyb, dont l’âge peut être groupé autour d’une moyenne de 35 000 BP, est composée d’accumulation de galets à dominante silicatée issus du bassin oriental du Verdouble et de ses affleurement paléozoïques variés. Il est remarquable de constater dans les deux cas une homogénéité de la composition lithologique de chaque dépôt de terrasse alluviale à l’amont et à l’aval des Gorges des Gouleyrous.

78Les parois des Gorges des Gouleyrous ne présentent aucun étagement de terrasse, et encore moins de reliquat de dépôt alluvionnaire surélevé qui pourraient témoigner d’écoulements fluviatiles anciens à des altitudes nettement plus élevées que celle du cours actuel de la rivière. Plusieurs falaises présentent des concavités de plusieurs dizaines de mètres de diamètre qui attestent de vastes processus de dissolution karstique souterrains. Ces processus d’écoulement souterrain ont, après dissolution et effondrement des plafonds, abouti à un écoulement à l’air libre qu’on peut supposer relativement récent, du moins sous sa forme actuelle, à l’échelle du Quaternaire. En revanche, on peut observer très nettement des alvéoles de dissolution qui sont développées de 2 à 5 m au-dessus du niveau actuel de l’étiage du Verdouble et qui attestent donc de maxima d’écoulement à une hauteur légèrement plus élevée qu’aujourd’hui. Par endroits, ces maxima sont attestés par un platier qu’on peut suivre à un ou deux mètres au-dessus de l’étiage actuel.

79En doutant de l’existence de terrasses alluviales du Verdouble qui remonteraient à un Pléistocène ancien, on pourrait envisager un franchissement des Gorges des Gouleyrous par le Verdouble qui se serait totalement finalisé pendant un Pléistocène relativement récent. Cette éventualité conduirait à envisager, pendant le Pléistocène moyen contemporain de l’Homme de Tautavel, de probables points d’eau du Verdouble alimentés par différentes sources karstiques qui constituaient un paysage toujours attractif, mais cependant assez différent du paysage actuel.

Discussion et conclusions

Évolution morphostructurale du karst de la colline de l’Arague

80On retiendra que le développement du réseau karstique fût fortement influencé, sinon guidé, par la direction majeure de fractures ENE-WSW. Les figures de dissolution s’alignent selon cette direction, aussi bien à l’échelle décimétrique du lapiez qu’à celle des grandes cavités de dissolution représentées, entre autres, par la Caune de l’Arago. Si aujourd’hui on n’observe pas d’émergences pérennes, ni même de sources temporaires sur les flancs de la colline de l’Arague, il n’en fut probablement pas de même pendant la longue histoire de ce karst qui a pu débuter et s’amplifier dès l’Oligocène (notice carte Tuchan). Pendant les épisodes les plus humides du Quaternaire (notamment le stade 13, contemporain de l’Homme de Tautavel et aussi les stades 11, 9, 7 et 5), plusieurs réactivations de la circulation souterraine ont été probablement à l’origine des accumulations cycliques des « débrites » grossières retrouvées dans la Caune de l’Arago ainsi que de la précipitation des planchers stalagmitiques.

12 - La terrasse de +3 m (basse terrasse) du Verdouble au pied de la colline de l’Arague : accumulation sur près d’un mètre d’épaisseur de matériaux très hétérométriques où l’on distingue des galets silicatés (généralement beiges ou ocres) et des galets calcaires (gris bleuté). Ce dépôt se prolonge en contrebas sous la tranche d’eau du bief du Verdouble

81En fonction de la présence de bancs massifs albiens de siltstones brun-ocre qui forment sur plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur le soubassement de la partie méridionale de la colline de l’Arague, le karst ne pouvait s’étendre que dans les calcaires immédiatement sus-jacents de l’Urgonien supérieur, soit au-dessus de 140 m, et dans des conditions d’accumulation ou de circulation de nappes contrôlées par un plancher très imperméable. En revanche, en raison du pendage vers le nord-ouest des couches calcaires, le processus karstique a pu poursuivre son incision jusqu’à une altitude de 100 m, définissant ainsi le futur couloir de l’écoulement des eaux du Verdouble, écoulement largement souterrain d’abord (comme aujourd’hui, à l’amont de la confluence d’Estagel), puis devenu plus tardivement aérien

82La pluviométrie importante bien qu’intermittente sur la haute vallée du Verdouble et l’extension des formations calcaires, favorisent aujourd’hui l’existence de circulations karstiques profondes, pérennes ou temporaires, qui entretiennent un écoulement pratiquement permanent du Verdouble. Les Gorges des Gouleyrous, incisées selon la direction majeure N85E, sont probablement l’aboutissement d’une longue histoire karstique souterraine, à l’égal de celle que l’on connaît aujourd’hui dans le secteur de l’Alzine, qui fût initiée dès l’Oligocène. Cette histoire s’est prolongée pendant les paroxysmes les plus humides du Quaternaire. Enfin, à la suite d’effondrements favorisés par la séismicité de la région et dont témoignent les gros blocs calcaires sur les berges proches, une circulation aérienne relativement récente, peut-être initiée au début du Würm, a succédé à une longue histoire d’écoulements souterrains.

Lithologie des calcaires encaissants et origine du colmatage de la Caune

83Le calcaire gris-bleu « marmoréen de l’Urgonien supérieur, qui constitue l’encaissant de la Caune, renferme des quantités très faibles de matières insolubles (0,19 et 0,69 %) qui sont de nature essentiellement pélitique. La fraction sableuse y est peu abondante (10,6 % et 2,6 %) et paraît négligeable à l’échelle de la roche entière (de l’ordre de 0,02 %). Il est donc évident que la masse dissoute du calcaire correspondant au volume de la cavité de la Caune de l’Arago est totalement insuffisante pour prétendre être à la source des importantes teneurs en sable (25 à 50 %) des sols constituant le remplissage de cette cavité, même si ces sables sont composés pro parte de grains carbonatés (20 à 30 %), comme l’ont fait remarquer plusieurs auteurs antérieurs (Péneaud, 1978 ; Renaud-Chevallier, 1985 ; Mosser et al, 1992 ; Amharef, 2003).

84Cependant, si on considère les calcaires récifaux gris clair qui sont sus-jacents à la Caune, le reliquat insoluble atteint 12 % et est donc beaucoup plus important que ceux du calcaire gris bleu « marmoréen ». Le total de la fraction sableuse correspond à environ 4 à 5 % de la roche totale, c’est-à-dire atteint une concentration qui est pratiquement à l’échelle de celle des fractions sableuses de plusieurs niveaux de remplissages de la Caune (Amharref, 2003).

85Les terres rouges superficielles du Planal de l’Arague présentent un spectre granulométrique qui est assez similaire à celui de l’insoluble du calcaire récifal immédiatement sous-jacent, notamment pour ce qui est des teneurs en particules très fines (< 50 µm) et, à un moindre degré, des sables fins. Seules les teneurs en sables moyens et grossiers, légèrement plus élevées dans ces terres rouges, pourraient peut-être indiquer une accumulation plus résiduelle conséquente de la répétition des ruissellements. Mais ces teneurs sont beaucoup trop faibles pour témoigner d’une véritable accumulation de surface d’arasion du type de celles observées au sommet des reliefs voisins qui dominent la Devèze (Cornet, 1980 ; 1981. Calvet et al., 1991).

86Le remplissage de la Caune Arago présente, sur une verticale de 14 mètres, six ensembles interstratifiés entre deux planchers stalagmitiques datés respectivement à 700 000 à la base et 350 000 ans au sommet (Lumley de et Labeyrie, 1981). Il est admis qu’en fonction des oscillations climatiques, l’essentiel de ce remplissage se soit effectué alternativement par transport éolien issu de la plaine de Vingrau-Tautavel en contrebas ou par ruissellement depuis le plateau du Planal de l’Arague (susjacent), voire de celui de la Devèze en des temps plus anciens (Renaud-Miskowski, 1980 ; Demouy et Renaud, 1984 ; Lumley de et al., 1984 ; Chevallier-Renaud, 1985 ; Moser et al., 1992). Dans l’ensemble, il s’agit d’un remplissage détritique fin qui est constitué par une succession de couches stériles, litées et de niveaux d’habitat formés d’un empilement de restes archéologiques et de pierres calcaires. D’un point de vue sédimentologique, on retient que les dépôts sont essentiellement constitués de sables quartzeux et calcaires avec très peu d’argiles, ce qui était apparu improbable pour un remplissage de grotte en milieu karstique où dominent généralement les argiles rouges (Péneaud, 1978). Notre étude a également conclu que le calcaire marmoréen de la grotte présente une telle pauvreté en matières alumino-silicatées que cette éventualité ne peut qu’être écartée.

87Dans les reconstitutions paléoclimatiques antérieures déduites de l’étude des remplissages de la Caune et notamment d’une des dernières d’entre elles (Amharref, 2003), une origine « plaine » est souvent évoquée comme caractéristique des niveaux les plus sableux apportés par le vent sous un climat plus aride. L’origine « plateau » correspond à des stades humides et tempérés où les ruissellements étaient plus dynamiques. Les dépôts « plateau » sont logiquement décarbonatés, composés de sable fins et de silts (comme les terres rouges) et leurs argiles sont fortement dominées par l’illite. Toutefois, pendant ces mêmes stades, les mécanismes de vidange des conduits karstiques sus-jacents sont attestés par la présence assez abondante de gros tests d’alvéolines résistants à la dissolution et qui sont issus uniquement des calcaires gris clair du sommet de la colline. Les dépôts « plaine » sont décrits comme plus sableux, plus carbonatés et plus chloritiques, leur sable est caractérisé par la présence de très petites plaquettes de schistes ordoviciens. Qu’il s’agisse de matériaux « plaine » ou de matériaux « plateau », la dernière mise en place a été réalisée par ruissellement comme l’indiquent les microlitages de ces formations accumulées le long de chenaux de quelques dizaines de mètres de long. À notre sens, cette composition lithologique des dépôts n’implique pas des remaniements de remplissage sableux issus d’un hypothétique Verdouble ancien comme cela a été un temps envisagé (Péneaud, 1978). Cette suggestion supposait un écoulement improbable du Verdouble à plus de 80 m au-dessus de son chenal actuel.

88Si pendant ce Pléistocène moyen le réseau karstique devait être actif, son modelé et son fonctionnement devaient être encore très différents de ceux que nous connaissons aujourd’hui, notamment en ce qui concerne l’incision des Gorges des Gouleyrous.

89Les textures des terres rouges du Planal de l’Arague comme celle de l’insoluble de l’Urgonien du haut de la colline sont peu éloignées de celles du remplissage détritique fin de la Caune. Ce dernier est essentiellement sableux (sable fin avec une médiane à 100 microns), avec deux intervalles plus fins (limono-argileux) d’un mètre d’épaisseur chacun (Péneaud, 1978 ; Amharref, 2003). Les pierres (cailloux et blocs calcaires) sont concentrées à la base des niveaux archéologiques et très nettement séparées les uns des autres. En raison de leur disposition régulière et récurrente, il a été considéré que ces concentrations de pierres pouvaient résulter d’apports anthropiques destinés à constituer des pavements d’habitat (Péneaud, 1978 ; Amharref, 2003). Pour nous, les mécanismes du transport du détritique fin ne résultent pas seulement de ruissellements de surface mais aussi, de manière cyclique, de siphonages paroxysmaux des cavités karstiques. Pendant des écoulements hautement turbulents, des matériaux fins siliceux comme des débris calcaires grossiers ont pu être charriés simultanément. Les cristaux de calcite spathique, les fragments de calcaire de l’Urgonien supérieur ainsi que les grosses orbitolines ont été transportées à travers le réseau karstique comme sans doute une part dominante du matériel siliceux et argileux. Il en est résulté des accumulations hétérométriques parfois très grossières, sortes de « débrites » qui ont pu servir ultérieurement de sols d’habitation successifs aux campements humains. Cette explication paraît plus simple que celle d’un pavage qui aurait été édifié à chaque fois par les occupants successifs. Par contre, l’apport d’éléments grossiers par éboulement des parois de la grotte serait négligeable, ce qui n’est en soit contradictoire avec aucune des explications proposées.

90En conclusion, il est probable que le remplissage de la grotte s’est presque toujours développé sous une double influence éolienne et hybride aboutissant à des mélanges complexes qui furent redistribués dans un deuxième temps. La schématisation de la composition des sources doit être nuancée : les apports issus des conduits karstiques ne sont pas systématiquement moins sableux et, dans cette étude, les plus fortes concentrations en chlorite ont été trouvées au toit de l’Urgonien ; la kaolinite ne joue ici qu’un rôle de minéral très secondaire et ubiquiste. Même si un processus a pu périodiquement l’emporter sur l’autre, il est difficile ici de démontrer une alternance trop systématique : la résultante est le plus souvent de nature mixte comme l’indique l’analyse des éléments traces de Mosser et al. (1992). Notre étude a montré que le calcaire urgonien du haut de la colline (et ses résidus) était susceptible de fournir l’essentiel de l’accumulation pendant les périodes humides sans qu’il soit nécessaire de faire intervenir des produits d’une arasion cénozoïque dont la présence n’est pas démontrée. Cette proposition ne contredit pas la dualité des mécanismes éoliens et aquatiques précédemment suggérée, simplement en période plus humide, les processus de siphonage nous sembleraient plus conséquents que les processus de ruissellement.

91Le remplissage détritique de la Caune se termine par un niveau plus fin et plus rouge, dénommé couche R. La couleur et la texture de ce niveau sommital indiqueraient une phase ultime de vidange des argiles de décarbonatation ici particulièrement évoluées, c’est-à-dire enrichies en oxydes de fer qui se sont longuement piégés et accumulés pendant les évolutions pédogénétiques antérieures.

L’histoire relativement récente des terrasses du Verdouble

92Le tracé du Verdouble présente plusieurs spécificités : tout son cours amont se situe dans la plaine de Tuchan-Paziols, une part importante de son talweg est incisée dans les calcaires urgoniens de la barre de la Devèze, puis surtout dans ceux des reliefs de l’Alzine au sud de Tautavel où l’écoulement demeure en partie souterrain. En conséquence de cette segmentation de l’écoulement, il nous paraît vain de rechercher dans cette vallée le même étagement géomorphologique que celui observé dans certains secteurs de la vallée de l’Agly (carte géologique de Rivesaltes).

93On reconnaîtra à l’évidence la présence d’une nappe alluviale de basse terrasse (Fyb) à + 3 m en moyenne, avec cependant dans la plaine de Vingrau-Tautavel une extension vers l’aval plus réduite que ce qui était proposé. Cette nappe continue ou discontinue s’étale sur un dénivelé de plusieurs mètres comme il est suggéré par l’étude sismoacoustique du bief des Gouleyrous, on ne peut donc pas la qualifier par une altitude trop précise. La prépondérance des galets silicatés permet de l’identifier de part et d’autre des gorges des Gouleyrous. Ses âges se situent entre 30 000 et 40 000 BP, c’est-à-dire correspondent à un Würm III plutôt humide.

94Entre + 6 et + 12 m au-dessus du talweg actuel, des lambeaux de moyenne terrasse (Fya) sont plus ou moins surélevés par rapport à la basse terrasse, mais souvent aussi en continuité avec celle-ci. Là aussi, les accumulations se sont réalisées sur une surface plus ou moins déclive sans qu’il y ait de rupture de relief avec la basse terrasse, si ce n’est de quelques buttes-témoins quand la cimentation carbonatée est particulièrement développée. Cette moyenne terrasse se reconnaît à la nature calcaire d’une majorité de ses galets à l’amont comme à l’aval des Gouleyrous. Dans l’attente d’une datation de la terrasse du musée de Tautavel, les âges radiométriques obtenus au-delà de 45 000 BP et à 40 000 BP se situeraient dans un Würm plus ancien également humide.

95Mais, la démonstration de véritables terrasses alluviales plus anciennes du Verdouble n’est pas réalisée. Pendant le Pléistocène ancien, notamment celui où vivaient les Homo erectus, l’existence d’un écoulement à l’air libre d’un Verdouble semblable à l’actuel paraît improbable. Cette réserve n’infirme en rien la présence de multiples points d’eau très attractifs et proches du site exprimant les résurgences karstiques variées de l’écoulement souterrain d’un important paléo-Verdouble. En revanche, un écoulement périodique du Ruisseau de Vingrau fut davantage susceptible de fournir l’environnement fluviatile évoqué, le dépôt alluvial à + 25-30 m associé au seul site de plein air du Paléolithique inférieur de la vallée se situe juste à l’amont du confluent avec le Verdouble et viendrait à l’appui de cette hypothèse.

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Table des illustrations

Légende 1 - Carte générale des reliefs d’après les données cartographiques de Google Earth. Localisation de la Caune Arago, du Verdouble et de ses principaux affluents
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-1.jpg
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Légende 2 - Le réseau hydrographique du bassin du Verdouble d’après Gaume (2002). Les numéros sont ceux des stations d’estimation des débits pendant la crue de 1999
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-2.jpg
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Légende 3 - Détail de la carte géologique au 1/50 000e de Tuchan ; le relief de la Colline de l’Arague est situé en bas, à gauche. Les surfaces cartographiées en rose correspondent aux poudingues oligocènes. Les surfaces « n » des terrains crétacés sont commentées dans le texte. Le triangle rouge indique l’emplacement de la Caune de l’Arago
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-3.jpg
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Légende 4a - Juxtaposition des cartes géologiques au 1/50 000 de Tuchan et de Rivesaltes (BRGM) ; b Extrait de la carte géologique de Tuchan.La structure en fleur illustre le caractère compressif-cisaillant de la faille qui sépare l’Urgonien (n2-6) de l’Albien (n7)
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-4.jpg
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Légende 5a - Directions principales des fractures relevées sur les pentes de la colline de l’Arague. Une direction N65E majeure et deux direction N25E et N85E équivalentes sont mises en évidence ;5b - Direction de raccourcissement liée au système décrochant qui affecte le massif de la Devèze et la colline de l’Arague ;5c - Filonnets de calcite de direction N50E décalés de façon senestre par des filonnets de direction N110E
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-5.jpg
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Légende 6a - Miroir de faille dans le calcaire urgonien avec stries plongeant de 10 ° vers le sud ;6b - Contact Albien-Sénonien, le compartiment du haut est formé par les siltstones cisaillés (en rouge direction des plans de cisaillement) contre le calcaire urgonien (en bleu)
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-6.jpg
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Légende 7 - Coupe stratigraphique schématique de la colline de l’Arague selon un plan NW-SE passant par la Caune de l’Arago. L’écaille des calcaires urgoniens a rebroussé à la verticale les siltstones et les argilites noires de l’Albien. La pente de la colline présente successivement les affleurements des siltstones marron de l’Albien et les calcaires marmoréen, puis récifaux de l’Urgonien supérieur. Nous ne connaissons pas l’extension latérale des calcaires marmoréens à l’intérieur de la colline. Le plateau du Planal perforé de nombreux petits avens ne présente aucune accumulation résiduelle de surface d’érosion
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Légende 8 - Microfaciès des affleurements de la colline de l’Arague8a - Faciès marmoréen de l’Urgonien à hauteur de l’entrée de la Caune Arago : calcaire micritique largement recristallisé et traversé par des veinules de calcite secondaire (vc) ; les restes des tests ont presque disparu pendant la recristallisation ;8b - Faciès récifal type bioarénite de l’Urgonien supérieur avec tests de mollusques (m), d’orbitolines (a) et de petits foraminifères benthiques (Textularidae, Rotaliidae) ;8c - Siltstone de l’Albien de type grès-quartzite en lumière polarisée ;8d - La même lame en lumière naturelle permet de voir des joints de compression de type stylolithique avec concentration de phyllosilicates et d’oxydes de fer. L’échelle dans chaque photo est indiquée par un segment de 200 µm
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-8.jpg
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Légende 9 - Comparaison des teneurs en matières insolubles et sableuses des formations géologiques de la colline de l’Arague
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-9.jpg
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Titre Table 1. Compositions lithologiques des galets des terrasses du Verdouble à l’amont des Gorges des Gouleyrous
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-10.jpg
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Titre Table 2. Datations AMS au radiocarbone des précipitations calcitiques cimentant les alluvions des terrasses surélevées du Verdouble. Compte tenu des âges élevés obtenus dans la plupart des cas, il n’a pas été procédé aux corrections calendaires trop incertaines pour de telles périodes
URL http://books.openedition.org/pupvd/docannexe/image/4787/img-11.jpg
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Légende 10 - Enregistrement sismo-acoustique du bief du Verdouble juste à l’aval des Gorges du Gouleyrous (profils longitudinal AB et transversal BC sur document Google Earth). La ligne rouge du profil souligne la discontinuité qui sépare la nappe alluviale ancienne et la nappe de la crue de 1999. Le bed-rock urgonien affleure principalement sur la rive droite du talweg
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Légende 11 - Localisation des stations de prélèvement des galets des nappes alluviales. Les flèches rouges signalent un transport de galets à prédominance calcaire amenés par le Verdouble principal et concernant les accumulations Fya de la moyenne terrasse, les flèches noires correspondent au transport des galets à prédominance silicatée formant la basse terrasse Fyb et charriés principalement par le Petit Verdouble et la Donneuve. Le défilé des Gorges du Gouleyrous est figuré en vert. Le trait hachuré signale les limites des versants
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Titre Table 3. Compositions lithologiques des galets des terrasses du Verdouble à l’aval des Gorges des Gouleyrous
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Légende 12 - La terrasse de +3 m (basse terrasse) du Verdouble au pied de la colline de l’Arague : accumulation sur près d’un mètre d’épaisseur de matériaux très hétérométriques où l’on distingue des galets silicatés (généralement beiges ou ocres) et des galets calcaires (gris bleuté). Ce dépôt se prolonge en contrebas sous la tranche d’eau du bief du Verdouble
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Auteurs

Centre de Formation et de Recherche sur l’Environnement Méditerranéen, Université de Perpignan

Centre de Formation et de Recherche sur l’Environnement Méditerranéen, Université de Perpignan

Centre Européen de Recherches Préhistoriques de Tautavel

Centre de Formation et de Recherche sur l’Environnement Méditerranéen, Université de Perpignan

Centre de Formation et de Recherche sur l’Environnement Méditerranéen, Université de Perpignan

Centre de Formation et de Recherche sur l’Environnement Méditerranéen, Université de Perpignan

Centre de Formation et de Recherche sur l’Environnement Méditerranéen, Université de Perpignan

© Presses universitaires de Perpignan, 2012

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